ЧШРШФШНШЛ
ЦЕНТРА РУССКОЙ РАВНИНЫ
И ИХ ЭВОЛЮЦИЯ ПОД ВЛИЯНИЕМ
ЕСТЕСТВЕННЫХ
И АНТРОПОГЕННЫХ
ФАКТОРОВ

Глава 1
ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
ЦЕНТРАЛЬНОГО ЧЕРНОЗЕМЬЯ
Рассматриваемая часть черноземной зоны охватывает территорию
шести областей (Курская, Орловская, Липецкая, Тамбовская,
Воронежская, Белгородская) Центрально-Черноземного экономического района
России (ЦЧЭР). Площадь региона составляет 192,4 тыс. км2,
протяженность территории с запада на восток превышает 600 км, с севера на
юг - 400 км.
Значительная вытянутость района с запада на восток и с севера на
юг обусловливает естественное разнообразие условий и факторов
почвообразования.
КЛИМАТИЧЕСКИЕ И ПОГОДНЫЕ УСЛОВИЯ
Средние широты и значительная удаленность территории от морей
и океанов определяют умеренно-континентальный климат района.
Характерной особенностью его является жаркое и сухое лето, умеренно-
холодная зима с устойчивым снежным покровом и хорошо выраженные
сезоны года.
Анализируя данные ряда работ [1,2, 89, 150, 307], можно
констатировать, что климатические показатели в пределах рассматриваемой
территории неодинаковы и существенно меняются как с севера на юг,
так и с запада на восток. Так, средняя годовая температура воздуха на
севере Тамбовской области составляет +4°С, на юге Воронежской и
Белгородской областей +6,5°С. На западе морские воздушные массы,
приносящие зимой оттепели, наблюдаются в 1,5-2 раза чаще, чем на
востоке. В восточной половине, наоборот, повторяемость периодов с
холодным континентально-умеренным воздухом зимой значительно
выше, чем в западной, вследствие чего климатические контрасты
между востоком и западом в это время года становятся очень
значительными. В январе в Курской области средняя температура
составляет -7°С, в Тамбовской области 10, -12°С. Средняя
температура самого теплого месяца - июля - меняется от +18 +- +19°С на
севере до +20 •*• +22°С на юге [140]. Отмеченные колебания
температурного режима атмосферного воздуха непосредственно отражаются
на температуре почвы, что в свою очередь определяет ход и
направленность почвообразовательного процесса.

Территория региона характеризуется относительным дефицитом и
неравномерностью атмосферного увлажнения. Среднегодовое
количество осадков составляет 450-650 мм. Наибольшая годовая сумма
осадков (625-650 мм) выпадает в центральной и западной частях
Курской области. На крайнем востоке и юго-востоке Тамбовской и
Воронежской областей годовое количество осадков составляет менее
450 мм [39, 140].
Неравномерность в распределении осадков по территории
обусловлена наряду с известными причинами особенностями рельефа и
характером растительности. На наветренных склонах возвышенностей
(Среднерусской, Калачской), открытых для влажных западных и юго-
западных ветров, количество осадков увеличивается приблизительно на
60 мм/год на каждый 100 м высоты. Западные наветренные склоны
получают примерно на 19% больше осадков, чем равнинные
территории; на восточных склонах количество их уменьшается на 23% по
отношению к таковому на возвышенности, где их сумма максимальна
[140]. Увеличение количества осадков примерно на 11—12%
наблюдается в районах островных лесных массивов - Хреновской бор, Шипов
лес, Усманский бор, Цнинский массив и др. [166].
Отмеченная пятнистость в атмосферном увлажнении
территории является одной из причин неоднородности или пестроты
почвенного покрова. Различные по увлажнению участки даже в
пределах одного района заняты различными подтипами, иногда и типами
почв. В более гумидных условиях формируются почвы с более мощным
гумусовым профилем и четкой педной организацией, они богаче
гумусом, элементами питания, более выщелочены и т.д. В то же время
при относительной аридности климата формируются почвы иного
состава, с другими свойствами, тяготеющие к подтипам более южных
районов.
Из общего количества атмосферных осадков, выпадающих за год,
60-70% (что составляет примерно 300-400 мм) приходится на теплый
период. Величина гидротермического коэффициента указывает, что на
севере ЦЧО, особенно в северо-западной части, почвы формируются в
условиях довольно частого сквозного промачивания профиля. В
центральной части преобладающим является периодически промывной
водный режим и, наконец, в юго-восточной - почвы формируются на фоне
эпизодически промывного типа водного режима.
Важной характеристикой водного режима почв является водо-
насыщенность почвенного профиля в теплый период, или, иначе, запас
продуктивной влаги в метровом слое. Наибольший запас влаги в почвах
наблюдается в начале вегетационного периода - от 100 до 200 мм в
зависимости от почвенно-климатического района [140]. В течение лета
запасы воды в почве убывают и доходят до минимума (20-70 мм) в
начале или во второй половине июля. В отдельные засушливые годы
водонасыщенность метрового слоя почвы может понижаться до 5-
10 мм. В осенний период запасы влаги в почвах постепенно возрастают
до 100-175 мм. Чередование периодов оптимального увлажнения с

летним дефицитом влаги в почве, по мнению ряда авторов [248,
303], создают благоприятные условия для гумусообразования в
черноземах.
Снежный покров устанавливается обычно в первой декаде декабря,
на крайнем северо-востоке — в последних числах ноября. Наибольшая
толщина снежного покрова в среднем составляет 20-25 см. В южных
районах ЦЧО высота снежного покрова в течение всей зимы бывает на
2-6 см ниже, чем в северных.
Запасы воды в снеге к началу весны составляют примерно
60-100 мм и лишь на юге и юго-востоке уменьшаются до 40-55 мм
[333]. Неравномерность мощности снежного покрова определяет
различие водных ресурсов при весеннем снеготаянии и хорошо увязывается с
распределением осадков, а следовательно, и с неоднородностью или
характером почвенного покрова.
A.M. Панков [233], изучая географию подтипов черноземов,
отмечал, что границы почвенных подзон довольно близко совпадают с
границами тех областей, на которые делится территория по количеству
выпадающих на ее поверхность зимних атмосферных осадков. Связь
эта объясняется тем, что максимальная глубина промачивания,
миграция солей и растворов и вообще глубина проникновения
почвообразовательных процессов в степной полосе скорее может зависеть
от той влаги, которую дает таяние зимних осадков, чем от влаги,
полученной весной, летом и ранней осенью [99]. Все это указывает на
теснейшую связь, которая существует между климатом территории и
распространенными на ней почвами.
Промерзание верхних слоев почвы начинается с наступлением
первых морозов. Средняя глубина промерзания почв на
территории Центрального Черноземья составляет 60-80 см. В холодные и
малоснежные зимы эта величина может достигать 1-1,5 м. Многие
исследователи считают, что морозный период в жизни почвы
обеспечивает условия для термической денатурации гумусовых веществ.
В.В. Пономарева, Т.А. Плотникова [248] называют зимний
морозный период непременным спутником черноземообразовательного
процесса.
Краткая характеристика климатических особенностей
исследуемого региона указывает, что климат Центрального Черноземья
неоднороден и закономерно меняется с северо-запада на юго-восток.
Изменения эти проявляются в повышении среднегодовой, летних и зимних
температур, увеличении суммы положительных температур и
температур выше +10°С, нарастании длительности вегетационного периода и
в то же время сокращении количества атмосферных осадков и
снижении коэффициента увлажнения; т.е. в указанном направлении
изменение климата характеризуется нарастанием аридности.
Неоднородность в распределении климатических показателей на территории
региона отражается в разнообразии ее почвенного покрова.

БИОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКТОР
Согласно последним сводкам Центрально-Черноземные области по
характеру растительности относятся к Евразиатской степной области
Восточноевропейской лесостепной и Причерноморской (Понтической)
степной провинциям [252].
Ббльшая часть Центрального Черноземья (почти вся Тамбовская,
юго-восточная часть Липецкой, Курской, северная часть Воронежской
и Белгородской областей) находится в пределах южной части
лесостепной зоны. Территория Орловской, северо-западной части Курской и
Липецкой областей относится к подзоне северной лесостепи. Южная
часть Воронежской и юго-восточная - Белгородской областей
расположены в степной зоне.
Естественная растительность данной территории претерпела
значительные изменения как в ходе своего исторического развития, так и в
процессе антропогенной эволюции. В начале голоцена в предбо-
реальный период на территории ЦЧО сложился ландшафт холодной
лесостепи: в растительном покрове преобладали островные елово-
сосновые и сосновые леса, чередующиеся с разнотравно-полынными и
полынно-лебедовыми группировками [138, 317]. Позже, в более теплый
субатлантический период в растительном покрове появляется дуб
черешчатый (Quercus robur), клен американский (Acer negundo), липа
мелколистная (Tilia cordata), бук восточный (Fagus orienthalis) и граб
обыкновенный (Carpinus betulus).
В ландшафте лесостепи господствуют сосново-широколиственные
леса и дубравы. С похолоданием и аридизацией климата в суббо-
реальный период происходит заметное сокращение площади лесных
участков, выпадение из состава древостоя лесов бука восточного (Fagus
orienthalis) и граба обыкновенного (Carpinus betulus) и возрастание роли
дуба черешчатого (Quercus robus) и, соответственно, удельного веса
дубрав, расширение территорий, занятых степями [317].
Таким образом, в течение всего голоцена (примерно 10 000 лет)
почти на всей территории ЦЧО существуют во взаимном влиянии (по
всей видимости, не антагонистическом) две контрастно различные
растительные формации - лес и степь. Причем дубравы на фоне степей
представляют в той же мере формацию - климакс, как и сами степи,
т.е., их зональный эквивалент [109]. Устойчивость лесостепного
ландшафта, несмотря на отмеченные изменения климата, объясняется тем,
что лесные массивы, как правило, занимают более "гумидные" участки
территории, где создаются условия формирования положительного
баланса влаги, а степные - занимают относительно "сухие" места [200].
Существование различных типов растительных формаций на
территории ЦЧО обусловило формирование различных зональных почвенных
типов - черноземов и серых лесостепных почв.
В настоящее время естественная лесная растительность занимает
менее 10% территории Черноземного центра. Примерно четвертую
часть этой площади составляют сосновые леса и больше половины

занимают дубравы [268]. Сосновые леса или боры, основные массивы
которых приурочены к подзоне южной лесостепи, занимают песчаные
массивы флювиогляциального происхождения [134]. Под пологом
сосновых боров формируются бедные слабогумусированные
дерново-лесные или серые лесные песчаные и супесчаные почвы.
Дубравы сформировались позже сосновых боров. Наибольшую
площадь дубравы занимали в среднем голоцене, а также в более ранний и
сравнительно более сухой, чем теперь, ксеротермический период [131,
317]. По типам местообитания дубравы подразделяются на
водораздельные, пойменные и приборовые. Наибольшие площади занимают
нагорные дубравы (более 50%), наименьшие - водораздельные,
которые сохранились кое-где в виде небольших рощ [134].
Дубравы представляют собой сложные многоярусные растительные
сообщества (134, 177]. Сложный многоярусный состав дубравной
растительности формирует многоярусность корневых систем в лесу,
которые подобно экранам стоят на пути нисходящей миграции
почвенных растворов, снижая тем самым их опоздоливающий эффект.
Вследствие этого под дубравами формируются темно-серые, реже серые
лесные почвы, а многие дубовые леса расположены на черноземах [48-
50]. Однако следует иметь в виду, что наличие леса на черноземе еще
не является свидетельством способности леса образовать чернозем
[116]. По всей вероятности, древесная растительность поселилась
значительно позже на сформированных травянистыми группировками
черноземах [196].
В доземледельческий период большую часть
центрально-черноземных областей занимали луговые степи и остепненные луга,
чередующиеся с лесными массивами, создавая своеобразный ландшафт
лесостепи. В настоящее время Среднерусская лесостепь целиком
распахана, за исключением немногих заповедных участков, очень
небольших по площади, входящих в состав Центрально-Черноземного
заповедника им. В.В. Алехина. Это Стрелецкая, Казацкая и Ямская
целинные плакорные степи и небольшие участки луговых петрофитных
степей в бассейне верхнего Оскола [178].
При движении с севера на юг характер степной
растительности существенно видоизменяется. Северная часть Центрально-
Черноземной области занята остепненными лугами, южнее они
сменяются луговыми степями, постепенно переходящими в
Причерноморскую степную провинцию (зону) с богато-разнотравно-типчаково-
ковыльными и разнотравно-типчаково-ковыльными засушливыми
степями.
Остепненные луга характеризуются большим участием в травостое
луговых растений и незначительной ролью плотнодерновинных злаков
[178]. Богатая и разнообразная по видовому составу растительность
остепненных лугов, большая биомасса, хорошее увлажнение
обусловили формирование выщелоченных и, в меньшей степени, оподзо-
ленных черноземов с довольно мощным гумусовым профилем и
высоким содержанием гумуса.

Луговые степи характеризуются очень большой (максимальной
среди степей) видовой насыщенностью, густым и довольно высоким
травостоем с господством плотнодерновинных степных злаков [178].
Большая видовая насыщенность, высокое проективное покрытие, мно-
гоярусность обусловливали высокую продуктивность луговых степей.
Под пологом их сформировались самые плодородные типичные мощные
и тучные черноземы.
К югу растительность Центрального Черноземья становится более
ксерофитной и в пределах Причерноморской степной провинции
представлена богато-разнотравно-типчаково-ковыльными, а на самом юге -
разнотравно-типчаково-ковыльными степями. Видовая насыщенность
этих степей ниже, чем луговых; снижается их проективное покрытие и
продуктивность [178]. Под такими степями сформировались
обыкновенные, часто карбонатные черноземы.
В южной части (юг Воронежской и Белгородской областей) региона
преобладали ковыльные степи, в травостое которых господствовали
злаки, преимущественно ковыли, роль двудольных растений была
незначительной. Видовая насыщенность этих степей резко снижается
(10-20 экз / м2), растительность их заметно изреживается [132, 133].
Менее продуктивные ковыльные степи, а также особые
гидротермические условия этой части ЦЧО способствовали формированию здесь
обыкновенных, а на юге - маломощных и южных черноземов.
Таким образом, травянистая растительность разнотравно-луговых
и степных растительных формаций, наряду с другими факторами
почвообразования, явилась первопричиной формирования на территории
ЦЧО богатейших по плодородию почв - черноземов.
Как уже отмечалось, в настоящее время все естественные луга и
степи распаханы, и целинная (девственная) растительность сохранилась
лишь в немногочисленных заповедниках и в сильно измененном виде -
по склонам оврагов и балок. Бывшие степные просторы заняты
культурной растительностью, под пологом которой протекает несомненно
иной почвообразовательный процесс.
ОРОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Территория Черноземного центра расположена в южной части
Восточно-Европейской равнины в бассейнах рек Ока, Дон и Сейм.
Западную и южную части территории занимает Средне-Русская
возвышенность, юго-восточную часть - Калачская возвышенность.
Остальная территория расположена в пределах Окско-Донской низменности.
Наиболее высокие абсолютные отметки 220-250 м находятся на
Средне-Русской возвышенности, а самые низкие точки (около 60 м),
соответствующие меженному уровню воды в р. Дон, приурочены к
юго-восточной части [319].
На формирование современного рельефа Черноземного центра
оказывали влияние многие факторы. Это и характер рельефообразующих
пород, и новейшие тектонические движения, и различные экзогенные

процессы как прошедших эпох, так и современного периода [202-205,
308]. Основа современного процесса рельефообразования, очевидно,
была заложена в древнейшие времена с момента разделения Русской
платформы в конце силурийского периода на геологические структуры
и формирования, в частности, Воронежской антеклизы.
В последующие периоды территория испытывала многочисленные
трансгрессии и регрессии моря, и лишь с конца палеогена почти на всей
Восточно-Европейской равнине господствует теократическая эпоха.
После отступления олигоценового моря Центральное Черноземье
представляло собой равнинную территорию. Под воздействием процессов
континентальной денудации на обширных плоских водоразделах шло
накопление красно цветного элювия, а в неглубоких долинах -
маломощных делювиально-аллювиальных отложений [251]. С этого времени
считается, что Средне-Русская возвышенность - это область
устойчивых суммарных поднятий, а Окско-Донская равнина - область
устойчивых суммарных опусканий.
Последние данные неотектоники показывают, что скорость
поднятия Средне-Русской возвышенности приблизительно составляет
5—9 мм в год, а Окско-Донская низменность опускается со скоростью
1-2 мм в год [127]. Несомненно, область современных поднятий в плане
рельефообразования будет характеризоваться интенсивным развитием
континентальной денудации, а область современных опусканий -
преобладанием седиментационных процессов.
Особо важное значение в формировании современного рельефа
данной области имели геологические процессы четвертичного периода,
связанные с материковым оледением. В плейстоцене в пределах
Европейской части отмечалось шесть оледенений. Самый обширный
ледниковый покров образовался в период днепровского оледенения. Почти
вся территория Черноземного края, исключая южную и юго-западную
части, в эту эпоху была покрыта ледником. Отступая, ледник оставил
значительные толщи моренных суглинков мощностью до 2-3 м, а в
некоторых местах - конечную морену, состоящую из массы
сгруженных в одном месте валунов и гальки. Неспокойный, всхолмленный
моренный рельеф, образовавшийся после отступания ледника,
подвергался интенсивному размыванию мощными потоками талых вод.
Неровности рельефа постепенно сглаживались отложением осадков в виде
глин, супесей и песков. Холмистый рельеф со временем
эволюционировал в равнинно-долинный [120]. Вода тающих ледников на
огромных пространствах собиралась по понижениям в мощные водные
потоки, формируя современные речные долины и овражно-балочную
сеть.
Все эти геоморфологические процессы, как древние, так и
относительно молодые, оказывали свое влияние на формирование рельефа
исследуемой территории. Следует подчеркнуть, что естественные
рельефообразующие процессы не закончились, они постоянно
протекают и в настоящее время. Примером могут служить поемные и
русловые процессы рек, оползни, карст, оврагообразование и др. В по-

следнее время естественные процессы формирования рельефа
дополняются все усиливающимся влиянием хозяйственной деятельности
человека.
Сведение лесов на больших территориях, распашка крутых
склонов, неумеренный выпас скота и другие формы деятельности часто
приводят к "взрыву" дефляционных и эрозионных процессов, порой в
корне меняющих облик рельефа или территории в целом. Таким
образом, современный характер рельефа Черноземного центра (т.е. его
нынешняя морфоструктура и морфоскульптура) — это результат многих
эндогенных и экзогенных процессов.
Краткая характеристика основных геоморфологических единиц
указывает, что главными формами рельефа, определяющими тот или иной
тип устройства поверхности, во всех частях Черноземного центра
являются речные долины, водоразделы, ложбины, балки, овраги, степные
западины и др.
К наиболее крупным рекам Центрального Черноземья
относятся Дон, Сейм, Псел, Цна, Ворскла, Ока. Речные долины
большинства рек хорошо разработаны, имеют широкие поймы и
террасы. Пойменная часть речных долин, как правило, имеет два уровня:
верхний, возвышающийся над уровнем воды в реке на 6-8 м, и
нижний, расположенный на высоте 1,5-3 м [120, 201]. Территория нижней
поймы находится под воздействием поемных процессов, вследствие чего
здесь формируются пойменные дерновые слоистые почвы. Верхняя
пойма редко заливается водой, что обусловливает однонаправленность
почвообразовательного процесса. Здесь формируются пойменные
луговые (зернистые) почвы с относительно развитым почвенным
профилем.
Обширные территории, прилегающие к речным долинам,
представлены надпойменными террасами. Особенно хорошо они выражены по
левобережью рек, что связано с асимметрией склонов. В хорошо
выработанных речных долинах обычно выделяют четыре надпойменные
террасы. Наиболее четко выражены первая и вторая террасы, слабее -
третья и, особенно, четвертая.
Первая надпойменная терраса по правобережью сложена более
тяжелым аллювием, по левобережью - почти всегда песками
аллювиального типа. Низкое расположение террасы, близость стояния
грунтовых вод часто являются причинами развития гидроморфных и
полугидроморфных почв. На породах суглинистого аллювия
формируются луговые, черноземно-луговые и лугово-черноземные почвы, на
аллювиальных песках левобережья - песчаные почвы.
Вторая терраса расположена на значительной высоте от уреза
воды (12-20 м), что определяет развитие здесь автоморфного типа
почвообразования. С поверхности она сложена желто-бурыми
суглинками, которые подстилаются супесчаными и песчаными наносами.
Близость залегания к поверхности песчаного аллювия обусловливает
хорошую дренированность территории и часто облегченный
гранулометрический состав почв.

Третья надпойменная терраса сложена, как правило, породами
доледникового и ледникового периодов, иногда покрытых небольшим
слоем аллювиальных наносов.
И, наконец, четвертая терраса покрыта светло-бурыми
лессовидными суглинками, на которых развиваются зональные почвы
черноземного типа. На правобережье Дона и других рек третья и, особенно,
четвертая террасы часто сложены коренными породами, на юге -
мелом, на которых формируются дерново- или остаточно-карбонатные
почвы.
Элементами рельефа, определяющими особенности устройства
поверхности исследуемой территории, являются водоразделы и их
склоны. По характеру поперечного профиля водоразделы делятся на
несколько видов: узкие, широкие, выпуклые, плоские, высокие и
низменные [120, 121]. На поверхности этих водоразделов создаются все
условия для формирования полнопрофильных зональных черноземов и
почв полугидроморфного ряда.
Неодинаковыми в своем влиянии на процесс почвообразования
являются и склоны водоразделов. Они подразделяются на три части:
приводораздельную, среднюю, прибалочную (долинную); различаются
по форме, крутизне и экспозиции. Как правило, в приводораздельной
части, характеризующейся обычно небольшой крутизной, формируются
несмытые разности, в средней части в зависимости от крутизны склона
могут встречаться слабосмытые и в нижней - средне- и сильносмытые
почвы.
Почвы северных склонов значительно более увлажнены, более
сильно выщелочены, на них формируются иные растительные
ассоциации по отношению к склонам южной экспозиции. В результате на
северных склонах формируются почвы более северных широт, а на
южных - почвы со свойствами более южных разновидностей. Кроме
того, разная экспозиция склонов обусловливает различие в
интенсивности проявления эрозионных процессов: северные склоны
значительно слабее подвержены эрозии, чем южные [281].
Характерными формами рельефа низменной части являются
блюдцеобразные понижения (западины), во множестве разбросанные по
плоским пониженным водоразделам. Образование их связывают с суф-
фозионной деятельностью дождевых и снеговых вод, скапливающихся
в первичных неровностях равнинных поверхностей. Западины
представляют собой небольшие понижения глубиной от 0,3 до 3 м и
диаметром от несколько десятков до 100-200 м и более [203]. В
отдельных местах (Панинскии район Воронежской области) на 100 га
пашни в среднем приходится до 60—100 западин [294]. При переходе
равнинной территории в западину резко меняются условия
почвообразования, причем эти изменения наблюдаются по всем элементам
орографии котловины, вследствие чего почвенный покров западин, как
правило, представлен сложными и разнообразными комплексами.
Наиболее распространенными формами рельефа, особенно в
пределах возвышенных территорий, являются овраги и балки. В последнее

время в связи с неправильным использованием склоновых земель
значительно усилился рост оврагов. К оврагам и балкам в большинстве
случаев приурочены почвы так называемого овражно-балочного
комплекса. Это зональные (фоновые) почвы различной степени смытости,
залегающие на склонах, аллювиально-делювиальные - по днищам,
полугидроморфные - по ложбинам и потяжинам.
Все изложенное выше показывает, что рельеф играет огромную
роль в формировании и географии почв. Элементы рельефа теснейшим
образом связаны с определенными разновидностями почв.
Определенный тип рельефа (морфоскульптура) отражается в характерном для
него типе почвенного покрова. Поистине верны слова В.В. Докучаева о
том, что рельеф является вершителем почвенных судеб.
ЛИТОЛОГИЯ И ПОЧВООБРАЗУЮЩИЕ ПОРОДЫ
Геологическое строение Черноземного центра определяется его
положением в пределах Воронежской антеклизы. Последняя
представляет собой крупный мегаблок Русской платформы размером 600-
900 км, вытянутый в северо-западном направлении и ограниченный со
всех сторон глубинными разломами [251, 275]. Воронежская антеклиза
имеет двухъярусное строение. Фундамент ее сложен кристаллическими
породами докембрийского периода, представленными гнейсами,
сланцами, гранитоидами и гранитами. Докембрийский фундамент перекрыт
толщей осадочных пород верхнего протерозоя и фанерозоя. На
дневную поверхность кристаллические породы докембрия выходят в
районе г. Павловска, по правобережью Дона вблизи населенных
пунктов Басовка и Украинская Буйловка, а также в левобережье у
дер. Русская Буйловка. На остальной территории граниты перекрыты
значительной толщей осадочных пород различного возраста [118].
Кристаллические породы в современный период не оказывают
сколько-нибудь существенного влияния на почвообразовательный
процесс. Однако в древние геологические эпохи, прежде чем поверхность
здешних гранитов была покрыта осадочным чехлом, они подверглись
интенсивной континентальной денудации. Об этом свидетельствуют
мощные толщи каолина, иногда обнаруживаемые буровыми
скважинами на поверхности гранита. Каолин, как известно, является продуктом
выветривания или почвообразования кристаллических пород в условиях
теплого и влажного (тропического и субтропического) климата. Таким
образом, наличие каолиновых глин на поверхности гранитов указывает
на то, что эти породы в определенные геологические эпохи выступали
в качестве основных почвообразующих пород, на которых
формировались соответствующие почвы, причем процесс почвообразования
протекал в условиях тропического и субтропического климата [99].
Породы кристаллического фундамента почти по всей территории
перекрыты мощной толщей (до 400 м) осадков среднего и в особенности
верхнего девона. Представлены они, как правило, глинами, известия-

ками, песчаниками и песками. Верхние слои девонских пород
обнаруживают ясные следы выветривания, выражающиеся в образовании
красноватых и охристых глин, на которых, очевидно, развивался
процесс почвообразования. Среди отложений каменноугольного периода
преобладают известняки и глины с тонкими прослоями углей.
Девонские и каменноугольные отложения содержат большое количество
органических остатков (спириферы, продуктусы, кораллы и др.), что
указывает на существование в то время мелководного морского
бассейна с теплой водой [285].
В пермский и триасовый периоды, а также в ранне- и средне-
юрскую эпохи территория Центрального Черноземья представляла
собой сушу, поверхность которой подверглась интенсивным процессам
экзогенной денудации, уничтожившим следы предшествующих
отложений.
В меловой период данная территория была покрыта морем,
которое оставило после себя мощные толщи песков, глин, мела и
мергелей. Они представлены здесь двумя отделами - нижним и верхним.
В южных районах Воронежской и Белгородской областей породы
верхнего мела почти всюду выходят на поверхность по склонам речных
долин, оврагов и балок. Они представлены тремя ярусами: сеноман-
ским, туронским и сенонским. Породы первого яруса выражены, как
правило, светло-серыми среднезернистыми кварцевыми песками с
зернами выветрившегося глауконита, которые сменяются песчаными
мергелями. Формирующиеся на данных породах почвы, как правило,
имеют облегченный гранулометрический состав, невысокое содержание
гумуса и обменных оснований.
Туронский ярус меловой системы в пределах указанных областей
представлен исключительно писчим мелом. Мощность напластований
писчего мела составляет десятки метров. Обнажения мела в виде
крутых откосов значительной мощности выступают по берегам Дона во
многих местах. Породы сенонского яруса, которые имеют также
значительную мощность (до 300 м и более), представлены мергелями и
писчим мелом. Вышедшие на дневную поверхность меловые породы
подвергаются интенсивному процессу выветривания и
почвообразования, в результате чего на них формируется особый ряд почв с
характерным составом и свойствами. Наиболее типичные почвы,
сформированные на меловых породах, — остаточно-карбонатные черноземы.
Отложения меловой системы покрыты сверху осадочным чехлом
палеогенового возраста мощностью от 20 до 60 м, сложенным пестро-
цветными глинами синеватых, чаще зеленоватых, оттенков, иногда
почти белыми в сухом состоянии, а также песками и песчаниками. При
близком залегании пестроцветных глин палеогена к поверхности на них
могут формироваться линзы верховодки, обогащенной
легкорастворимыми солями, что часто приводит к засолению вышележащего
почвенного профиля.
В конце палеогена в результате регрессии моря установились
континентальные условия, продолжающиеся и в настоящее время.

В неогене на водоразделах происходил процесс денудации более
древних отложений, который параллельно сопровождался седимента-
ционными процессами терригенного материала в речных долинах,
озерах и различных депрессиях. В результате сформировалась неогеновая
песчано-глинистая толща, широко представленная на территории
данного региона [274, 275].
В четвертичное время большая часть Черноземного центра была
покрыта ледником днепровского оледенения. Отступая, ледник оставил
после себя слой морены. Мощность моренных отложений варьирует от
нескольких сантиметров в области интенсивных эрозионных процессов
до 20-30 м и более на участках пониженного доледникового рельефа
[108]. В местах выхода на дневную поверхность морена представляет
собой непосредственную материнскую породу, на которой
формируются почвы.
Огромные толщи осадков в пределах Центрального Черноземья
были отложены водными потоками при таянии ледника. Типичные
флювиогляциальные отложения днепровского горизонта слагают Доно-
Воронежский водораздел и продолжаются по левобережью Дона к югу
до г. Лиски [108]. На флювиогляциальных отложениях сформировались
слабогумусированные песчаные почвы, в некоторых местах серые
лесостепные и дерновые почвы.
Венчают четвертичные отложения на водораздельных
пространствах бурые покровные, часто лессовидные глины и суглинки,
получившие повсеместное распространение на исследуемой территории и
являющиеся основными почвообразующими породами для почв
черноземного типа. Мощность покровных лессовидных суглинков на
водоразделах составляет 2-3 м, на склонах увеличивается до 10-15 м. В
вопросе генезиса указанных пород в литературе нет единого мнения.
Считается, что происхождение их в ледниковой области связано с
отложением взвешенных частиц из вод тающего ледника, за пределами
ледника эти отложения представляют элювий коренных пород [108, 120].
Покровные суглинки являют собой, как правило, однородные,
неслоистые наносы красно-бурой окраски, относительно плотного
сложения, тонкопористые. Они обычно имеют хорошо выраженную
комковато-призматическую или ореховато-призматическую структуру, грани
которой часто покрыты кутанами. В гранулометрическом составе пород
преобладает илистая фракция, лессовидная (фракция крупной пыли)
стоит на втором месте и составляет 20-25%.
В минералогическом составе пород преобладают глинистые
минералы, а также кварц (27%), полевые шпаты (12,5-15%) и кальцит (13-
18%). Среди полевых шпатов доминируют ортоклаз и микроклин [50].
В условиях интенсивного облёссовывания, т.е. обогащения покровных
суглинков крупнопылеватой фракцией, последние приобретают
лессовидный характер. В связи с этим они имеют палево-бурую окраску,
мучнистость, пористость, более рыхлое сложение, микроагрегирован-
ность, относительно хорошую водопроницаемость. Структура их
теряет угловатые формы, приобретает большую комковатость, а грани

структурных отдельностей в большинстве случаев лишены пленочных
образований. По гранулометрическому составу они также пылевато-
иловатые, но содержание частиц крупной пыли значительно выше, чем
у покровных суглинков. Характерной особенностью покровных и
лессовидных почвообразующих пород области является высокая карбо-
натность.
Своеобразие указанных пород - тяжелый гранулометрический
состав, обогащенность минералами смектитовой группы и гидрослюдами,
высокая карбонатность, богатство питательными веществами,
благоприятные физические и водно-физические свойства - является основой
и определяющей причиной формирования на них богатейших по своим
потенциальным возможностям почв нашей страны — черноземов [277].
Наряду с покровными и лессовидными глинами и суглинками на
территории Центрального Черноземья встречаются и другие
материнские породы, образовавшиеся в новейшее время. Так, на склонах
речных долин, крупных балок и оврагов в качестве почвообразующих
пород могут быть делювиальные наносы, отложенные дождевыми и
талыми водами. Для них характерна относительная сортированность
материала и хорошо выраженная слоистость, но могут иметь место и
несортированные и неслоистые наносы. На них, как правило,
формируются зональные почвы.
Большие площади в долинах рек покрыты речным аллювием,
представленным обычно песками с небольшими пропластами суглинков
и супесей. Среди аллювиальных отложений различают древний
аллювий, слагающий древние речные террасы, и современный аллювий,
слагающий поймы и русла рек [120]. На террасовых песках при хорошем
их задернении могут формироваться черноземовидные супеси или
дерновые почвы, на "молодых" аллювиальных наносах формируются
аллювиальные дерновые слоистые почвы.
Таким образом, краткий и далеко неполный обзор только основных,
широко распространенных на данной территории почвообразующих
пород, свидетельствует об их значительном разнообразии, которое
напрямую, непосредственно отражается в столь же широком
разнообразии почв Черноземного центра.
АНТРОПОГЕННЫЙ ФАКТОР
Появление человека на Земле коренным образом изменило
состояние биосферы. Человек - гетеротроф, его жизнь и деятельность
сопровождаются уничтожением компонентов биосферы, химическим
загрязнением окружающей среды - все это вместе взятое превратило
человечество в единую глобальную, как говорил В.В. Вернадский,
"геологическую силу", преобразующую и во многом разрушающую
природу планеты. Перечень общепланетарных и региональных
экологических угроз все время расширяется.
К разрушению природной среды, истощению ресурсов,
исчезновению отдельных видов и целых экосистем ведет взрывообразныи рост

населения планеты. Так, если в начале XX в. (1930 г.) численность
людей на планете составляла 2 млрд, то к середине столетия (1960 г.)
она была уже 3 млрд, а всего через 27 лет (1987 г.) народонаселение
Земли составило 5 млрд. И такой рост продолжается, составляя
примерно 90 млн человек в год [211].
Развитие человеческой цивилизации и хозяйственной деятельности
человека на Земле постоянно сопровождается потерей и деградацией
земельных ресурсов. За всю историю человечества было безвозвратно
потеряно для земледелия 1,5-2 млрд га земельных угодий вследствие
превращения когда-то плодородных земель в бесплодные
антропогенные пустыни и "бедленды" [260]. Еще Ф. Энгельс в "Диалектике
природы" приводит примеры исчезновения ранних цивилизаций в
результате гибели плодородных земель при их неумелом использовании.
В наше время безвозвратно теряется около 7 млн га пахотных земель
ежегодно за счет отчуждения и деградационных процессов [260]. Перед
человечеством стоит реальная угроза снижения или полной утраты
плодородия почв. Причины этого — эрозия, потери органического
вещества, засоление, заболачивание почв и т.д.
Таким образом, антропогенная деятельность, активно изменяющая
окружающую среду, становится одним из наиболее мощных факторов,
влияющих на существование и развитие почвы как компонента
биосферы.
Зрелая естественная почва является равновесным продуктом
взаимодействия всех планетарных и космических эндогенных и экзогенных
факторов на земной поверхности. В связи с этим в стационарных
условиях среды своего образования она представляет собой бесконечно
длительно устойчивый элемент структуры и функционирования
биосферы. Основу этой устойчивости, по определению В.А. Ковды [145],
составляют исторически сложившиеся биогеохимические циклы и
потоки вещества и энергии. Именно эти параметры и подвергаются
изменению человеком при его хозяйственной деятельности.
Все возможные виды воздействия человека на почву [114]
подразделяют на две большие группы: во-первых, это антропогенные
воздействия на факторы почвообразования и функционирования почв; во-
вторых, это воздействия непосредственно на почвенное тело и функции
почв (субстанционно-атрибутивные антропогенные воздействия).
К группе факторных воздействий относятся все атмосферные,
гидрологические и гидрохимические изменения, а также изменения в био-
те, связанные с хозяйственной деятельностью человека как в пределах
данного почвенного ареала, так и на удалении от него. Это, в
частности, замена естественных экосистем агроэкосистемами, что всегда
сопровождается изменениями продукционного процесса биоценоза,
емкости и интенсивности биологического круговорота, т.е. изменениями в
биотопе, которые при определенных условиях могут привести к
деградации экосистем и входящих в них почв.
Субстанционно-атрибутивные антропогенные воздействия наиболее
резко проявляются в интенсивных системах земледелия. Последние

воздействуют на все функции почвы путем периодической глубокой
перестройки и усиленной искусственной химизации. При этом резко
интенсифицируются биогеохимические циклы отдельных элементов.
Интенсификация биологического круговорота веществ на
искусственной абиотической основе путем внесения минеральных удобрений ведет
к деградации природных регулирующих механизмов. В конечном итоге
все это ведет к дезагрегации, дегумификации почвы, загрязнению ее
остаточными и избыточными химическими веществами, отравлению
микроорганизмов, ухудшению водного, теплового и
окислительно-восстановительного режимов, поверхностной эрозии.
В целом при распашке целинных почв в первую очередь
изменяются количественные и качественные характеристики биоценоза в
сторону упрощения его структуры, уменьшения первичной продукции.
Циклы химических элементов оказываются разомкнутыми за счет
отчуждения сельскохозяйственной продукции и в большинстве случаев
некомпенсированными.
Поскольку биологический фактор является одним из ведущих в
формировании почв, его изменение ведет к соответствующему
изменению направленности многих почвенных процессов. Результатом
этого, в частности, в большинстве случаев является существенное
уменьшение содержания и запасов гумуса. Так, в течение 10-20 лет после
распашки целины запас гумуса может снизиться на 30-50% [264].
Интенсивная дегумификация объясняется усилением минерализации
органического вещества в пахотных почвах и резким уменьшением
количества органических остатков, поступающих в почву.
Механизация и интенсификация сельскохозяйственного
производства, многократное усиление нагрузки на почвенный покров в
современную эпоху привели к особенно быстрому развитию эрозии.
Процессы эрозионного разрушения пахотных почв, не защищенных
растительным покровом, в последнее время принимают катастрофические
размеры. Физическое уничтожение почвы антропогенной эрозией и
дефляцией — наиболее широко распространенный вид негативного
воздействия человека на почву. Ветровая эрозия и пыльные бури нередко
резко нарушают развитие степного земледелия. При увеличении
степени распаханности территории до 80-90% пыльные бури становятся
частым явлением [146]. Водной эрозии подвержено не менее 1/4
площади пашни России. Особенно страдают от эрозии почвы Черноземной
зоны, где 50% пашни расположено на склоновых землях [8, 18, 54].
Наиболее радикальное негативное влияние человека на почву -
это ее полное уничтожение вместе с подпочвенными геологическими
слоями при добыче полезных ископаемых. Около 85% добычи полезных
ископаемых и строительных материалов в мире ведется открытым
способом [311]. Так, в. бывшем СССР площади под действующими и
заброшенными открытыми выработками в 80-х годах нашего столетия
составляли около 2 млн га.
По прогнозам, общая площадь отчуждения земель будет постоянно
возрастать [309]. Физическое уничтожение почв таким образом также

превращает огромные территории в техногенные или промышленные
пустыни, представляющие собой мертвые ландшафты, практически
лишенные автотрофов. Экономический ущерб в данном случае связан
не только с уменьшением полезных площадей под естественными и
сельскохозяйственными угодьями, но и с действием косвенных
факторов. В частности, на не защищенных растительностью площадях
нарушается гидрологический режим территории, развиваются эрозионные
процессы, за пределы выработок ветром и водными потоками
выносится материал, который может содержать токсические вещества.
Мощное техногенное воздействие на почву оказывают также
коренные мелиорации, включающие ирригацию и дренаж. Орошение,
при умелом его использовании, позволяет регулировать водный режим
почвы и тем самым увеличивать производство сельскохозяйственной
продукции. Однако при нерациональном применении ирригации нередко
возникает ряд побочных неблагоприятных последствий: подъем уровня
грунтовых вод и подтопление ими больших территорий, засоление,
заболачивание и последующая потеря почв.
Особенно тяжелые последствия могут быть в результате
избыточного увлажнения щелочными содовыми водами, при котором главным
деградационным процессом является не засоление, а осолонцевание,
сопровождающееся деградацией гумуса и щелочным гидролизом
минеральной части с последующим выносом продуктов разрушения.
Расчеты показывают, что в мире за последние 300 лет было
вовлечено в орошаемое земледелие около 265 млн га, из которых около
160 млн га подверглось вторичному засолению, из них 50 млн га-
в катастрофической степени, вплоть до состояния бросовых земель
[264].
К указанным потерям также необходимо добавить: 1)
подтопленные и засоленные неорошаемые земли вдоль каналов и вокруг
водохранилищ; 2) земли, испытывающие недостаток воды в низовьях рек,
из которых забирается слишком много воды для ирригации в верхнем
и среднем течении; 3) затопленные и засоленные земли в местах сброса
и накопления дренажных солевых вод.
Эти потери, по имеющимся данным, в сумме составляют еще около
50 млн га. То есть, суммарные потери земель за 300 лет в связи с
ирригацией составили 100 млн га полностью испорченных земель плюс
110 млн га земель с пониженной продуктивностью вследствие
засоления.
Таким образом, масштабы антропогенного воздействия на почву
огромны и в большинстве случаев имеют негативные экологические
последствия. Отмечается необратимая потеря пахотно-пригодных
земель планеты, превращение их в пустыни, "бедленды", пустоши,
низкопродуктивные ландшафты; постоянно снижается эффективное
плодородие большей части пахотных почв, уменьшаются запасы
органического вещества - почвенного гумуса; наблюдается глобальное
снижение биологической продуктивности планеты в результате
антропогенного влияния на природные экосистемы.

Глава 2
ХАРАКТЕРИСТИКА ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА
ЦЕНТРАЛЬНОГО ЧЕРНОЗЕМЬЯ
РУССКОЙ РАВНИНЫ
ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
РАСПРОСТРАНЕНИЯ ЧЕРНОЗЕМОВ
Центральное Черноземье расположено в пределах двух почвенных
провинций: Окско-Донской лесостепной провинции
умеренно-промерзающих черноземов (оподзоленных, выщелоченных, типичных), серых
лесостепных почв и Южнорусской степной провинции теплых
промерзающих почв (черноземов обыкновенных и южных), входящих в
состав Центральной лесостепной и степной почвенно-биоклиматической
области [115]. Положение данного региона в центре Черноземной зоны
России, в верховьях трех крупных рек - Оки, Сейма и Дона,
обусловили высокую и давнюю его сельскохозяйственную освоенность,
достигшую к настоящему времени 81% по площади и 70% по распа-
ханности [61].
Земельные ресурсы Центрального Черноземья (без Орловской
области) составляют почти 17 млн га. Из них на долю земель
сельскохозяйственного пользования приходится около 15 млн га,
сельскохозяйственных угодий- 13,5 млн га [53]. Основу почвенного покрова
сельскохозяйственных угодий составляют черноземы (табл. 1). Из данных
таблицы следует, что в почвенном покрове Центрального Черноземья
лесостепные черноземы занимают 64%, степные- 11%, и остальная
территория занята лугово-черноземными, серыми лесостепными и
другими почвами.
Исследования почвенного покрова данной территории имеют более
чем вековую историю и освещены в литературе довольно подробно [7,
9, 10, 17, 19, 29, 30, 51, 53, 59, 60, 99, 116, 147, 168, 265, 271, 316, 321,
335]. Этими работами установлено, что почвенный покров
Центрального Черноземья неоднороден и представлен большим разнообразием
различных типов, подтипов и разновидностей. Основными
компонентами структуры почвенного покрова являются черноземы оподзолен-
ные, выщелоченные, типичные, обыкновенные, южные, лугово-черно-
земные, черноземно-луговые и луговые почвы, серые лесостепные,
аллювиальные почвы, солонцы, солоди и др.
Разнообразие общих и местных условий (факторов
почвообразования) на территории Центрального Черноземья обусловливает
закономерное географическое распределение почв в пространстве.

Таблица 1
Площади черноземов Центрального Черноземья [363]
Черноземы
Сельскохозяйственные угодья
тыс. га
%
Пашня
тыс. га
%
Оподзоленкые
Выщелоченные
Типичные
Обыкновенные
Южные
484,4
4201,6
3674,8
1386,8
37,2
3,6
32,2
28,2
10,6
0,3
464,7
3972,2
3522,6
1247,3
32,8
4,4
37,2
32,9
11,7
0,3
Еще в первых работах В.В. Докучаева, Г.М. Тумина, К.Д. Глинки,
а позднее П.Г. Адерихина и других было показано, что черноземы в
пределах ЦЧП распределены зонально, в виде самостоятельных
подзон: оподзоленных и выщелоченных черноземов, черноземов типичных,
обыкновенных черноземов и черноземов южных. Оподзоленные
черноземы, не имея самостоятельной подзоны, встречаются совместно с
серыми лесостепными почвами и выщелоченными черноземами на
крайнем северо-западе Курской и Орловской областей [7].
Почвенный покров в пределах указанных подзон неоднороден.
Неоднородность почвенного покрова внутри подзон обусловлена
изменениями местных природных и антропогенных факторов
почвообразования во времени и пространстве, долей их участия в
почвообразовательном процессе и различным их сочетанием в отдельных районах
[12]. В результате этого внутри отдельных почвенных районов
формируются интразональные почвы. На общем подтиповом фоне
внутри подзон создается своя особая, специфическая для данной
местности топография почв [12], характеризующаяся наличием микрозон и
различных сочетаний почв, что создает комплексный характер
залегания почв и своеобразие структуры почвенного покрова [51, 173, 313,
315].
В подзоне оподзоленных черноземов на породах более легкого
гранулометрического состава встречаются серые лесостепные почвы, на
южных склонах - выщелоченные черноземы, В подзоне выщелоченных
черноземов на тяжелых материнских породах в западинах и ложбинах
встречаются оподзоленные черноземы, темно-серые и серые
лесостепные почвы, лугово-черноземные, черноземно-луговые и другие почвы;
на южных пологих склонах довольно часто формируются вторично
насыщенные и типичные черноземы.
В подзоне типичных черноземов по микрозападинам и ложбинам
распространены выщелоченные черноземы, на легких породах -
оподзоленные черноземы и серые лесостепные почвы. В виде отдельных
пятен встречаются также лугово-черноземные, черноземно-луговые и
влажно-луговые почвы. На южных склонах в подзоне типичных
черноземов можно встретить обыкновенные черноземы. В подзоне обык-

новенных черноземов по отрицательным элементам рельефа залегают
типичные, иногда выщелоченные черноземы, лугово-черноземные
почвы, а в блюдцах - солонцовые почвы и солонцы. На засоленных
третичных породах развиваются солонцеватые черноземы, на меловых
породах и мергелях - остаточно-карбонатные и карбонатные
черноземы [19].
Таким образом, почвенный покров Черноземной зоны центра
Русской равнины неоднородный как на зональном, так и подзональном
уровнях. Однако эта неоднородность не хаотична, а упорядочена и
отражает закономерную пространственную и временную изменчивость
климата, рельефа, почвообразующих пород, растительности и других
факторов почвообразования, определяющих ход и направление
эволюции почвообразовательного процесса.
МОРФОГЕНЕТИЧЕСКИЕ ПОКАЗАТЕЛИ ЧЕРНОЗЕМОВ
ПОДТИПОВЫЕ ОСОБЕННОСТИ МОРФОЛОГИИ
ЦЕЛИННЫХ ЧЕРНОЗЕМОВ ГЕНЕТИЧЕСКИ СОПРЯЖЕННОГО РЯДА
С периода становления почвенной науки и до наших дней
морфология почв не утратила своего значения. Можно даже предположить,
что в последние годы, несмотря на высокий уровень
химико-аналитического и физико-химического анализа почвенных свойств, полевые
нативные исследования морфогенетических особенностей тех или иных
типов почв приобретают еще большее значение при диагностике почв.
Последнее, возможно, обусловлено тем, что почвенный профиль в
своем составе и морфологии содержит "информацию" о местных
климатических особенностях, о комбинации тепла и влаги, о растительных
условиях, о характере материнской породы и др. Почва, по
современной терминологии, обладает рефлекторной функцией [290] всего
предшествующего и настоящего (современного)
почвообразовательного, а, возможно, и всего биогеоценотического процесса. И до того
времени, пока технический прогресс не даст в руки почвоведа
инструмент, считывающий "записанную" в почвенном профиле информацию,
полевое исследование морфологии будет иметь важнейшее значение в
познании генезиса и эволюции почв.
Изучению морфологии и морфогенетики черноземов центра
Русской равнины посвящено множество работ [10, 11, 19, 27, 31, 42, 53, 59,
60, 85, 116, 139, 147, 182, 184, 214, 249, 265, 336, 337, 344]. На основе
этих исследований установлены: зонально-типовые особенности
морфологии черноземов; изменение их в подзональном ряду на уровне
подтипов, родов; взаимосвязь морфологических показателей с
химическими, физическими и физико-химическими свойствами и плодородием,
а также степень влияния сельскохозяйственного использования на
морфогенетические свойства почв. Однако обобщающие сводки по
данному вопросу свидетельствуют о том, что в морфологии черноземов
еще много непознанных явлений.

Следуя высказыванию Б.Б. Полынова [241, 242], комплексный
генетический профиль черноземов — весьма сложное образование и
состоит из элементарных морфогенетических и элементарных эколого-
генетических профилей, детальный анализ которых дает возможность
понять многие вопросы генезиса и современного состояния почв [266].
К элементарным морфогенетическим профилям можно отнести
гумусовый, карбонатный, солевой и др., к эколого-генетическим профилям —
гидрологический, воздушный, температурный.
Все это показывает, что исследования морфогенетических свойств
черноземов не потеряли своего актуального значения и в настоящее
время.
Основными морфологическими показателями чернозема как типа
являются: мощный, хорошо развитый почвенный профиль; интенсивно
темная, почти черная окраска, постепенно ослабевающая с глубиной,
хорошо выраженная (на целине) зернистая структура в большей части
гумусовой толщи, распространяющаяся на значительную глубину;
слабоуплотненное сложение, постепенно нарастающее в нижних
горизонтах, отсутствие явно выраженных признаков
элювиально-иллювиальной дифференциации почвенного профиля; неровная затечная граница
перехода гумусовой толщи в подгумусовую; наличие карбонатного
горизонта (линии вскипания от НС1), приуроченного, как правило, к
нижней границе гумусовой толщи и характеризующегося различными
формами карбонатных новообразований.
Перечисленные типовые морфогенетические особенности в
наибольшей степени проявляются в центральном подтипе - черноземе
типичном, где, по мнению многих исследователей [19, 99, 128],
проявляется максимальное "напряжение" черноземообразовательного
процесса. К северу и югу от типичных черноземов выраженность
описываемых показателей снижается.
Конкретную подтиповую характеристику морфологии целинных
черноземов приведем в обобщенном виде на основании полевого
описания большого количества нативных почвенных профилей,
заложенных на участках заповедной степи.
Типичные черноземы исследуемой Окско-Донской лесостепной
почвенной провинции характеризуются мощным гумусовым профилем (80-
100 см), темной окраской его верхнего горизонта, выраженной
зернистой или комковато-зернистой структурой, постепенностью и в то же
время ясностью границ перехода одного горизонта в другой,
отсутствием каких бы то ни было признаков глинисто-иллювиальных горизонтов
В„ наличием линии вскипания от соляной кислоты, приуроченной, как
правило, к нижней границе гумусовой толщи. В южной части подзоны
линия вскипания может подниматься в гумусовую толщу на 10-15 см,
а в северной и северо-западной частях - отрываться от последней на ту
же глубину. Карбонатные новообразования представлены в верхней
части карбонатно-иллювиального горизонта мицелярными формами, в
нижней - сегрегационными (журавчики).
К северу и югу от типичных морфогенетические признаки черно-

земов, как уже отмечалось, изменяются. К оподзоленным черноземам
в морфологии почв нарастают признаки гумидности, к южным —
признаки аридности.
Так, для выщелоченных черноземов под естественной
растительностью характерны также довольно мощный гумусовый профиль (70-
90 см), интенсивно темная, почти черная окраска горизонта А и с
буроватым оттенком в горизонте АВ, четко выраженная зернистая
структура в верхней части гумусовой толщи, переходящая в нижней части в
зернисто-комковатую, иногда с примесью мелких орешков. В сильновы-
щелоченных черноземах на границе перехода горизонта А в горизонт
АВ может наблюдаться слабая кремнеземистая присыпка (особенно при
подсыхании стенки разреза).
Особо важным диагностическим показателем выщелоченных
черноземов является наличие в подгумусовой толще глинисто-иллювиального
текстурного горизонта В, в различной степени выраженности. Горизонт
выщелочен от карбонатов, имеет грязно-бурую или темно-бурую
окраску, уплотненное сложение, комковато-ореховатую, ореховатую или
призматическую структуру, грани педов характеризуются хорошо
развитыми кутанами, отчетливо проявляются признаки потечности гумуса
(гумусовые затеки). Сразу же под ним залегает карбонатно-иллю-
виальный горизонт, обогащенный карбонатами в виде прожилок,
трубочек, журавчиков и др.
Оподзоленные черноземы, как переходный подтип,
характеризуются еще более выраженной гумидностью водного режима и,
соответственно, более четкой дифференциацией почвенного профиля.
Важной морфогенетической особенностью данного подтипа является
разделение гумусового профиля на две части: верхнюю, более темную по
окраске, хорошо насыщенную гумусовыми веществами, и нижнюю -
более светлую, с признаками оподзоленности в виде обильного налета
кремнеземистой присыпки по граням педов, вследствие чего в окраске
этого горизонта появляются седоватые тона.
Под оподзоленным горизонтом формируется хорошо выраженный
глинисто-иллювиальный горизонт В„ как правило, коричневато-бурой
окраски, уплотненного сложения, ореховато-призматической структуры,
на гранях которой хорошо развиты кутаны, часто покрытые налетом
SiOz. На глубине около 100-120 см наблюдается вскипание от НС1,
и появляются карбонаты в виде дутиков, куколок, журавчиков и других
форм.
В южной ветви зоны обыкновенные целинные черноземы по своему
строению и внешнему облику довольно близко подходят к типичным.
В отличие от последних они имеют несколько меньшую мощность
гумусового профиля (около 80-90 см), менее темную окраску (серее, чем
у типичных), менее прочную комковато-зернистую структуру. Как
правило, обыкновенные черноземы сильнее перерыты землероями, имеют
менее уплотненное сложение. Линия вскипания чаще всего
приурочена к нижней части гумусовой толщи, но может опускаться и ниже.
Важным отличием степных от лесостепных черноземов является нали-

чие сегрегационных форм карбонатных новообразований в виде
белоглазки.
Южные черноземы, представляя переходную подзону, несут в
своей морфологии признаки двух соседних типов - черноземов и
каштановых почв. Они имеют укороченный профиль (около 40-60 см),
менее гумусированы. В окраске верхнего гумусового горизонта на фоне
темных тонов проявляются буроватые или рыжеватые оттенки, в
переходном горизонте АВ эти признаки нарастают. В структуре
верхнего горизонта большую долю занимает мелкокомковатая фракция, а в
переходном - комковатая и ореховатая фракции. Сложение почвы
более уплотненное, особенно в карбонатно-иллювиальном горизонте,
где наблюдается обильное скопление карбонатов в виде белоглазки.
МОРФОГЕНЕТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ В АГРОГЕННОМ РЯДУ
Распашка черноземов и длительное их сельскохозяйственное
использование приводит к существенным изменениям как
морфологических, так и морфогенетических свойств.
Из описания многочисленных разрезов, проведенных нами в на-
тивных условиях, следует, что морфогенетические свойства черноземов
пашни сильно видоизменяются в процессе сельскохозяйственного
использования по сравнению с целинными аналогами.
Наиболее сильному и прямому антропогенному воздействию
подвергается верхняя часть почвы - пахотный горизонт. В нем более
полно отражаются все процессы культурного почвообразования. Во-
первых, в результате потери гумуса почвы пашни светлее по окраске;
они, как правило, серые или темно-серые, тогда как черноземы
целины - темно-серые или почти черные. Во-вторых, пахотные
черноземы характеризуются интенсивной деградацией почвенной структуры
верхнего пахотного и прилегающего к нему горизонтов. Большинство
обрабатываемых почв Черноземного центра за время использования их
в сельскохозяйственном производстве почти полностью утратили свою
агрономически ценную зернистую структуру. Пахотный горизонт
характеризуется сильной распыленностью, что в определенных условиях
приводит к образованию моноблочных крупных глыбистых агрегатов.
Наши данные показывают, что в последние годы в пахотном
горизонте длительно используемых почв отмечается появление не
свойственных черноземам острореберных, угловатых агрегатов с очень
плотной упаковкой почвенной массы. Такие агрегаты при увлажнении
почти не разрушаются, а при высыхании становятся непроницаемыми
для корней. Корневые нити в такие агрегаты не проникают и
располагаются по плоскостям спайности, как бы окутывая агрегат по
поверхности. В целинных же черноземах структурные комочки буквально
пронизаны в разных направлениях мощными корневыми системами
степных трав, что хорошо видно на вертикальной стенке разреза или
обнажения, когда на свисающих корнях словно четки нанизаны
зернистые почвенные агрегаты.

В нижней части пахотного горизонта вследствие ежегодной
вспашки почти на одну и ту же глубину формируется уплотненный горизонт
"плужной подошвы", оказывающий многостороннее негативное
воздействие на почву и почвенные процессы и являющийся зоной
формирования новых, антропогеннообразованных крупноагрегатных структур
с плотной упаковкой почвенной массы.
И, наконец, отмечаемые признаки призмовидности и ореховатости
в нижележащей толще свидетельствуют о некоторой обогащенности
этой части профиля органо-минеральными коллоидами, а изменение
карбонатно-кальциевого режима пахотных почв отражается на
морфологии карбонатного профиля черноземов.
Следует отметить, что деградационные морфологические
изменения черноземов во всех исследуемых подтипах по характеру весьма
близки и однонаправлены, очевидно, потому, что испытывают
воздействие одного фактора - антропогенного. Интенсивность деградацион-
ных процессов морфологии черноземов нарастает от южных подтипов
к северным. Последнее в какой-то степени подтверждается
результатами исследований изменений морфологии орошаемых черноземов.
Для характеристики последних приведем обобщенные данные полевого
описания профилей типичных черноземов, орошаемых 10-15 лет и
заложенных в непосредственной близости от уже описанных разрезов
неорошаемой пашни.
Проведенный анализ однозначно свидетельствует о том, что
орошение приводит к еще более существенному изменению морфогене-
тических свойств черноземов. При этом наблюдаются значительное
уплотнение почвенной массы, слитость, появляются признаки
повышенной вязкости и липкости. Структура приобретает глыбистый характер.
В составе глыбистых макроагрегатов появляются в значительно
больших количествах, чем в неорошаемой пашне, новые, не характерные
для черноземов угловатые структурные агрегаты, довольно плотные по
сложению.
При увлажнении этих горизонтов агрегаты не разрушаются,
почвенная масса приобретает повышенную дисперсность, липкость и
вязкость. При высыхании такая почва сильно поддается усадке,
уплотняется и растрескивается. На поверхности почвы иногда образуется
корка. На границе пахотного и подпахотного горизонтов в орошаемых
почвах, как правило, формируется и более четко выражена плужная
подошва — довольно плотная, сжатая вертикальным усилием прослойка,
обычно плитчатой структуры, мощностью 5-6 см.
Аналогичные изменения, за исключением последнего факта, хотя и
в меньшей степени, отмечены и в подпахотном горизонте.
В нижней части гумусовой толщи орошаемых почв довольно часто
наблюдается тусклый глянец коллоидных пленок по граням педов, что
свидетельствует о миграции коллоидной органо-минеральной части
почвы из верхних горизонтов в нижние. Границы перехода между
горизонтами размыты. На многих орошаемых участках в верхней части
профиля почв на гранях педов можно видеть слабозаметную кремне-

земистую присыпку. Наличие на гранях следов зерен кварца может
быть результатом либо разрушения минеральной части почвы, либо
процессов отбеливания.
Мощность гумусового горизонта, особенно на участках с
интенсивным орошением, как правило, на 5—6 см больше, чем на богаре, что
свидетельствует об определенной подвижке гумуса внутри почвенного
профиля. Интенсивное промачивание орошаемых черноземов приводит
к выщелачиванию карбонатов из гумусовой толщи, вследствие чего
линия вскипания у последних опускается на 10-20 см ниже, чем в
аналогичных неорошаемых черноземах.
Таким образом, результаты наших исследований показали, что при
длительном и интенсивном сельскохозяйственном использовании
изменения морфогенетических свойств черноземов приобретают не
временный циклический, а направленный характер. На первых этапах
освоения эти преобразования локализуются в верхней части гумусовой
толщи, в последующем они распространяются вглубь, охватывая в
зависимости от продолжительности использования почв весь профиль.
Суммируя полученные нами данные по изменению
морфогенетических свойств, можно констатировать, что в результате современного
сельскохозяйственного использования в черноземах наблюдаются
следующие явления: 1) преобразование гумусового профиля,
проявляющееся в изменении окраски, мощности, содержания и качества гумуса;
2) трансформация карбонатного профиля, фиксируемая в изменении
глубины залегания, форм новообразованных карбонатов, характера
миграционных процессов; 3) формирование неогоризонтов
антропогенной природы - уплотненного ("плужной подошвы") в нижней части
пахотного слоя, текстурно-оглиненного - в подгумусовой части; 4)
изменение структурной организации гумусового профиля, проявляющееся
в деформации форм, размеров, огранки педов, их упаковки,
организации и др.; 5) трансформация сложения почвенной массы, выявляющаяся
в изменении плотности сложения, плотности твердой фазы почвы,
порозности и др.; 6) появление (особенно в старопахотных черноземах)
пылевато-глинисто-гумусовых пленочных образований - кутан на
гранях педов в горизонтах АВ и В.
Несомненно, что перечисленные морфогенетические изменения
черноземов в условиях их земледельческого использования не
ограничиваются отмеченными явлениями. Следует также отметить, что
степень и характер проявления указанных явлений различны в почвах
разного срока использования. Более отчетливо они выражены в
черноземах, длительно используемых в сельском хозяйстве, и слабо заметны
в "молодой" пашне.

Глава 3
ФИЗИЧЕСКИЕ И ВОДНО-ФИЗИЧЕСКИЕ
СВОЙСТВА ЧЕРНОЗЕМОВ,
ИХ ГЕНЕТИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА
И АНТРОПОГЕННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ
ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ СОСТАВ
Анализ гранулометрического состава глинистых и
тяжелосуглинистых разновидностей целинных черноземов, наиболее
распространенных в исследуемом регионе [53] и сформированных на лессовидных
глинах и суглинках, показал следующие закономерности.
Для чернозема, как типа, характерно значительное преобладание в
гранулометрическом составе фракций крупной пыли и ила,
составляющих в сумме около 70%. Следующей фракцией по содержанию
является тонкая пыль, за ней следуют в порядке убывания средняя пыль
и мелкопесчаная фракции. Минимальное количество (единицы и
десятые доли процента) приходится на крупный и средний песок (табл. 2).
На фоне отмеченных общих особенностей гранулометрического
состава черноземов четко проявляются изменения абсолютного
содержания исследуемых фракций и соотношения между фракциями ила и
крупной пыли в широтно-географическом ряду. Так, отчетливо
выявляется утяжеление гранулометрического состава и увеличение
содержания ила, а также тонкой пыли в ряду от оподзоленных к
обыкновенным черноземам.
Противоположные изменения в рассматриваемом ряду
наблюдаются в содержании крупной пыли. Ее количество, напротив, снижается от
оподзоленных к обыкновенным черноземам. Вследствие этого в данном
ряду черноземов происходит изменение соотношения двух
доминирующих фракций. Так, если преобладающей фракцией в обыкновенных
черноземах является фракция ила, а за ней следует фракция крупной
пыли, то к типичным черноземам их содержание выравнивается, а в
выщелоченных и оподзоленных, напротив, фракция крупной пыли
становится преобладающей, а илистые частицы переходят на второе
место. Количество других фракций в данном ряду практически не
меняется.
Причина отмеченных закономерностей количественных изменений
содержания фракций в рассматриваемом ряду обусловлена, с одной
стороны, исходной литологической неоднородностью почвообразующих
пород, отмечаемой многими авторами [19, 43, 84, 53], с другой, как мы
считаем, различием в интенсивности почвообразовательного процесса и
миграцией ила по профилю. Наличие миграции однозначно подтвержда-

^й22ййг, &&§°£2;&й^ *:й2°°£^м« feSSsss;^^^,
oooooooo оооооооо оооооооо oooooooo
— — — vO
Ul UJ — О
о о о
-^1 СЛ UJ —
о о о о
о о о — —
V] "-4 ОО О О
Ъ* о V о о Ъ> V» '■**■
ON^Ul-^ — ^J-gUi
о
о*
*-. _. _ vo
1_П UJ — "~
о о о
^ W j^ W W W W W
t-n Ъо Vi u> Vi *>— ui К)
WUl UJ 4a» U> Ui hJ
w b u \o b *- *oo
u w- о
о о о
оооооооо
1о и) К) "ю "*— « К> "о
— vo
Ui U - о
о о о
и- ~* о О О О О О
О О 1л In In *^ V V
A^-fJ.O^OOWtO
UJ UJ N> N> у 4a» S> О
О *w oo "-g 45 м *- *-j
Ь\ *0O "чО **J *— OO *« *00
I
у 4a* у у pv 4*» у у
'~- b* oo vo t-n V V Xa
I
4a» Ui 4*. 4a»
W 45 - О
b w K) oo In
UJ 4a» 4^ 4a»
vO W W Ы
►—o^^vovoqvo©
N> О 0O *vj « "\o lo 1л
« _ ^- tjj — K> —
U» N> 0\ О OO ">— — '
*vO bv О OO vo О U> Ь>
, 2 _ „
о p ^ oo о о — uj
*On vO bv ~Q\ 1o "— I>J
Ui "— О "vO fo UJ О О
OO UJ Ъ\ О "vO "-J ~ "Ь
Ul^UiOtOvOO —
t-П -J 4^ W U> 1Л sj Ui
О '—' ^П *4a» *4a» "vo U> 4a»
W W W N p О *• ON
Vl Ln % N> V) '<~- \n vo
О hJ — K> —
Ln "K* "<-• *uo Ъо
4a» 4a»
*4a» l/>
4a»
О
N)
ГХ)
UJ
4i
CD
OO
Ui
o>
^J
Ui
c^
4^.
[»J
KJ\
u>
t.*J
4^.
О
UJ
U)
'""*
UJ
f-n
t>
t.*J
o>
UJ
-J
■-J
W
4a»
Ui
UJ
Ui
s>
■-J
N)
i.,*J
CD
OO
K>
Ov
4^.
O(7i^0\00v00\
o\ o\ o\ w ш u jo p
Ji In Ъ "- W Ы '^ M
WOi-^-vOWOO
tOLnf-nvo — —ON>
<_/l<_/lLn<_/lLn<_/l<_/lLn
О у N> N> UJ j— О N>
Jl W Ь DO Ifl Ь In О
£
K>
<~n
о
"ы
1Л
t
о
u*
О
,05-0
о
о о
01-
,005
° -2
si
"" 1
л
о
1
&,
ъ
п
?э
■<
о\
X
I
р
п
I
О
о
»
5
X
ание
■е-
43
Е»
X
■§
I.
#
■о
1
■S
К
3
X
X.
~~>

Таблица 3
Распределение ила и крупной пыли в почвенном профиле и подстилающей
толще, % [66]
Глубина,см
0-10
20-30
40-50
60-70
90-100
120-130
150-160
170-180
190-200
Почвенный
Крупная пыль
(0,05-0,01)
45,1
46,1
46,2
48,5
49,4
45,0
41,5
38,2
40,7
профиль
Ил(<0,001)
32,2
32,6
32,0
32,0
29,8
31,3
32,9
36,0
35,0
Глубина, см
200-210
210-220
220-230
230-240
260-270
300-310
390-400
-
-
Подстилающая толща
Крупная пыль
(0,05-0,01)
55,4
54,2
58,8
61,7
66,6
68,8
70,3
-
-
Ил (<0,001)
25,9
26,9
23,1
21,7
19,0
18,2
19,0
-
-
ется при анализе профильного распределения илистых частиц у
рассматриваемых подтипов в отдельности (см. табл. 2).
Внутрипрофильное распределение характеризуется нарастанием
количества ила и снижением содержания пылеватых частиц сверху
вниз. Другими словами, вниз по профилю в сумме этих двух основных
фракций нарастает доля илистых частиц и снижается доля пылеватых.
Очевидно, отмеченные изменения могут быть связаны с внутрипро-
фильным перераспределением ила в результате его иллювиирования
в толще исследуемых почв. Утяжеление гранулометрического состава
черноземов с глубиной отмечали и другие авторы, однако причину
этого явления объясняли исходной литологической неоднородностью
пород [43].
При этом, признавая гипотезу водно-ледникового происхождения
лессовых пород, авторы последним утверждением вступали с ней в
противоречие. Как известно, при'отложении взвешенных частиц из
водной суспензии происходит известная дифференциация
осаждающихся частиц: вначале оседают более крупные фракции, затем более
тонкие и, в конечном итоге, выпадают илистые частицы, что приводит
к обогащению гранулометрического состава нижних слоев наноса
легкими фракциями, а верхних слоев - тяжелыми илистыми частицами.
Аналогичные явления наблюдаются в профильном изменении
гранулометрического состава подстилающей толщи пород, где в отличие
от распределения в почвенном профиле происходит закономерное
нарастание пыли и снижение ила с глубиной (табл. 3).
Наряду с рассмотренной гипотезой об исходной литологической
неоднородности профиля черноземов существует мнение, что
неравномерность распределения илистых частиц обусловлена различной
интенсивностью процессов внутрипочвенного выветривания (оглинивания)
в профиле почв [49, 83, 84, 176].

Для оценки степени влияния данного процесса на содержание ила
в профиле черноземов нами были рассчитаны показатели оглинивания
и относительный процент потери (-) и накопления (+) ила по
отношению к его содержанию в почвообразующей породе [176]. Коэффициент
оглинивания и баланс ила рассчитывали по формуле [83]:
АГ:ВГ (А„-Аг)
К = -^ Г_; баланс ила (±) = —П Г_.юо,
А :В А
п п п
где Аг и Ап - содержание частиц <0,001 мм в почве и породе, %; Вг и
В„ - содержание частиц <0,01 мм в почве и породе, %. Оглинивание
профиля отмечается при коэффициенте >1,
Проведенные расчеты показали, что признаки оглинивания (К > 1)
с невысокой степенью достоверности отмечаются только в нижних
слоях целинных черноземов (табл. 4). Причем более заметны они у
северных подтипов (выщелоченных и оподзоленных черноземов), для
которых характерно и общепризнано наличие процессов иллювиирования
илистых частиц в почвенном профиле [53, 156, 182, 266]. Это
свидетельствует о неоднозначности оценки коэффициента оглинивания как
показателя процесса, определяющего неоднородность содержания
илистых частиц в профиле черноземов.
Еще более заметно указанные противоречия проявляются при
анализе изменений профильного распределения ила в пахотных черноземах
(см. табл. 4). Здесь коэффициент оглинивания у всех подтипов
снижается и становится меньше единицы по всему профилю. Все это
позволяет утверждать, что отмеченные особенности внутрипрофильного
распределения гранулометрических фракций, в частности ила, у
целинных черноземов обусловлены также процессами иллювиирования
илистых частиц.
В пахотных черноземах баланс ила по отношению к
материнской породе еще более сдвигается, причем по всему профилю, в
отрицательную сторону (см. табл. 4). Наряду с этим детальное
рассмотрение гранулометрического состава показывает, что наибольшее обез-
ыливание в профиле пахотных черноземов наблюдается в пахотном
горизонте (табл. 5). Максимальное различие в содержании ила в
пахотном и подпахотном слоях отмечается у оподзоленных
черноземов (3—4%), у типичных и выщелоченных оно уменьшается до 2%;
минимальная разница (0,7-1%) отмечается у обыкновенных
черноземов.
Таким образом, относительное обезыливание па-хотного слоя по
сравнению с подпахотной толщей максимально у оподзоленных и
минимально у обыкновенных, т.е. нарастает от обыкновенных к оподзо-
ленным черноземам.
Вместе с тем увеличение ила с глубиной в пахотной толще в
наибольшей степени выражено у обыкновенных черноземов и менее
выражено, как бы размыто, у оподзоленных. Такая особенность в
изменении содержания ила в верхней и нижележащей частях почвенного

Таблица 4
Коэффициент оглинивания {К)
и баланс ила в целинных и пахотных черноземах
Глубина, см
0-10
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
0-20
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
190-200
Оподзолеиный
К
0,79
0,84
0,96
1,00
1,03
1,10
1,02
1,00
0,86
0,81
0,90
0,92
0,94
0,94
0,98
1,00
-
Баланс
-17,1
-14,4
-0,3
+6,5
+9,2
+ 14,7
+11,3
-
-30,4
-22,8
-23,7
-12,5
-11,2
-8,4
-7,6
-
-
Подтип ■
Выщелоченный
К
Баланс
срнозема
Типичный
К
Целинные черноземы
0,85
0,91
0,97
1,05
1,00
1,03
1,02
1,00
-25,8
-13,5
-23,6
-6,5
-11,8
+5,9
+2,5
-
0,90
0,90
0,92
0,94
0,96
1,01
0,95
1,00
Пахотные черноземы
0,82
0,83
0,90
0,87
0,93
0,95
0,95
0,95
1,00
-29,0
-23,5
-18,5
-19,5
-13,0
-11,7
-10,7
-12,7
-
0,86
0,93
0,90
0,97
0,92
0,95
0,98
0,97
1,00
Баланс
-17,7
-15,4
-12,2
-9,4
-8,7
+1,5
-4,7
-
-25,4
-20,7
-19,5
-10,4
-13,4
-9,7
-4,0
-3,5
-
Обыкновенный
К
0,92
0,92
0,96
0,97
0,99
0,98
0,99
1,00
0,85
0,85
0,90
0,86
0,93
0,96
0,97
0,92
1,00
Баланс
-12,5
-11,3
-7,4
-6,5
+ 1,9
-0,7
+1,2
-
-20,0
-18,5
-10,0
-14,5
-5,8
+ 1,5
+4,2
-6,2
-
Примечание. Уменьшив (-) или увеличение (+) содержания ила (в
относительных процентах к его содержанию в породе).
профиля связана, очевидно, с различной интенсивностью миграционных
процессов у данных подтипов.
Относительно высокая интенсивность миграционных процессов у
оподзоленных черноземов приводит к наибольшему обезыливанию
пахотного горизонта и выносу илистых частиц за пределы профиля, что
обусловливает отмеченную размытость в распределении ила в
подпахотной толще.
В обыкновенных черноземах интенсивность процесса обезыливания
верхнего горизонта максимальна, однако отсутствие глубокого прома-
чивания исключает вынос ила за пределы почвенного профиля и,
следовательно, приводит к аккумуляции его внутри последнего, что
является причиной более заметного нарастания ила с глубиной у южных
подтипов по сравнению с северными.
Высказанные предположения о наличии процессов
перераспределения гранулометрических фракций в профиле черноземов подтверж-

Таблица 5
Гранулометрический состав пахотных черноземов
Глубина, см
Содержание фракций, % (размер частиц, мм)
1-0,25
0,25-0,05
0,05-0,01
0,01-
0,005
0,005-
0,001
<0,001
<0,01
Оподзоленные черноземы (л = 43)
0-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
0,9
0,4
0,6
0,5
0,8
1,0
1,4
0.7
1,0
0,7
6,2
4,4
3,3
4,3
1,5
3,5
5,2
6,7
6,7
4,4
43,2
40,1
42,1
45,4
43,1
40,5
39,2
37,4
38,1
37,2
10,2
12,1
11,5
10,2
11,3
11,6
9,6
10,3
9,2
9,5
13,9
14,6
13,6
U.5
12,2
11,2
11,9
11,2
11,0
11,4
25,6
28,4
29,0
28,1
31,1
32,2
32,7
33,7
34,0
36,8
46,8
55,1
54,1
48,6
54,2
55,0
54,4
56,1
54,2
57,7
Выщелоченные черноземы (л = 49)
0-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
190-200
2,3
1,2
1,7
1,8
1,9
1,2
1,6
1,1
1,3
3,7
3,0
5,8
5,3
7,3
4,9
4,6
4,0
5,8
5,9
6,4
5,5
5,1
35,9
35,5
32,9
35,3
33,0
35,1
33,0
32,9
31,6
31,2
27,8
11,1
11.0
12,2
10,7
11,4
12,3
10,9
12,0
10,4
10,7
10,0
16,5
16,4
15,4
14,7
15,3
15,2
13,9
12,8
14,6
14,0
14,1
28,4
30,6
30,5
32,6
33,8
32,2
34,8
35,3
35,7
34,9
40,0
56,1
58,0
58,1
58,0
60,5
59,7
59,6
60,1
60,7
59,6
64,1
Типичные черноземы (л = 53)
0-20
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
190-200
0,7
0,8
0,8
0,3
0,6
0,6
0,5
0,6
0,4
6,9
9,9
6,6
4,4
5,2
5,5
2,6
2,7
3,1
30,9
28,5
29,3
29,7
27,6
27,1
27,4
26,1
24,3
11,9
10,3
11,3
11,5
12,5
11,0
10,1
12,8
12,0
17,9
16,8
17,8
16,0
17,3
17,4
18,6
16,8
16,7
31,7
33,7
34,2
38,1
36,8
38,4
40,8
41,0
42,5
61,5
60,8
63,3
65,6
66,7
67,4
69,5
70,6
71,2
Обыкновенные черноземы (я = 68)
0-20
20-30
30-^0
40-50
50-60
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
190-200
1,5
1,1
2,2
1,7
0,5
1,0
1,4
1,7
2,4
0,7
2,0
6,6
2,9
6,3
6,8
5,6
3,5
5,0
6,6
3,5
5,7
5,1
27,4
30,3
29,8
23,4
27,1
27,4
24,0
19,4
20,3
23,6
24,2
11,3
11,0
10,4
11,0
11,2
12,5
10,3
11,0
9,9
11,1
11,5
17,2
18,0
15,8
16,6
16,9
17,5
16,9
15,6
17,0
16,7
12,2
36,0
36,7
35,5
40,5
38,7
38,5
42,4
45,7
46,9
42,2
45,0
64,6
65,6
61,7
68,3
66,7
68,6
69,5
73,0
73,8
70,1
68,7

Таблица 6
Гранулометрический состав орошаемых черноземов
Глубина, см
Содержание фракций, % (размер частиц, мм)
1-0,25
0,25-0,05
>о;05-о,01
0,01-
0,005
0,005-
0,001
<0,001
<0,01
Выщелоченные черноземы (л = 18)
0-20
30-^М)
60-70
90-100
120-130
150-160
4,2
3,8
2,3
2,3
1,8
2,0
8,5
3,8
3,6
4,7
4,0
1,9
-22,8
25,3
28,1
27,0
18,1
10,4
11,5
16,2
15,7
12,5
17,5
18,4
13.4
12,8
16,8
14,6
13,0
16,7
39,4
38,1
33,5
38,9
45,6
50,6
64,3
67,1
66,0
66,0
76,1
85,7
Типичные черноземы (л = 34)
0-20
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
150-160
3,3
3,1
3,3
2,6
3,2
4,9
4,9
2,1
6,5
8,6
7,9
2,1
4,6
5,9
2,9
2,7
31,6
.28,8
^28,0
31s5
30,5
27,0
22,1
18,1
9,2
12,0
11,0
11,6
9,2
8,9
10,0
9,0
14,4
13,9
13,0
15,0
15,0
15,1
16,7
22,5
35,0
33,6
36,8
37,2
37,5
38,2
43,4
45.6
58,7
59,6
60,8
63,8
61,7
62,3
70,1
77,1
Обыкновенные черноземы (л = 34)
0-20
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-140
1,6
2,1
2,0
1,6
1,5
1,8
3,9
8,2
6,3
6,1
4,5
'4;2
3,0
2,7
331,3
31,3
30,6
29,8
29,2
28,4
23,8
10,0
10,3
9,2
9,9
8,6
8,9
11,7
16,3
16,3
15,2
16,1
16,5
17,1
15,8
32,6
33,7
36,9
38,1
40,0
40,8
42,1
58,9
60,0
61,3
64,1
65,6
66.8
69,6
даются результатами исследований изменения гранулометрического
состава при орошении. Данные (табл. 6) показывают, что даже
краткосрочная гумидизация водногофежима черноземов в результате
орошения (5-10 лет) приводит кдаметному изменению
гранулометрического состава этих почв. Наиболее существенные изменения в
гранулометрическом составе орошаемых почв проявляются в самом верхнем,
наиболее подверженном внутрипочвенному выветриванию слое [65,
224, 337]. В почвах орошаемых участков в первую очередь отмечается
увеличение содержания ила в верхнем! пахотном и, в несколько
меньшей степени, подпахотном горизонтах. Вследствие этого меняется
характер распределения илистых частиц в верхней части почвенного
профиля. Так, если в целинных; и пахотных (богарных) черноземах
отмечаются минимум содержания ияа в самых верхних (0-10, 0-20 см)
слоях и существенное увеличение его - в нижележащем, то в орошае-

мых, наоборот, наибольшее содержание ила отмечается в верхнем
пахотном слое и заметное снижение - в подпахотном.
С увеличением срока орошения количество ила в пахотном
горизонте нарастает, а в подпахотном - напротив, несколько
уменьшается. Последнее, видимо, обусловлено усилением миграции илистых
частиц в подпахотной толще вследствие более глубокого изменения
водного режима черноземов с ростом срока орошения. Наряду с
увеличением илистой фракции в орошаемых почвах уменьшается доля
крупной пыли и увеличивается процент песчаной фракции.
В ряду рассматриваемых почв наиболее заметные изменения
наблюдаются у северных подтипов. К южным подтипам влияние
орошения на гранулометрический состав ослабевает. Так, у обыкновенных
черноземов в первые годы орошения содержание ила в верхней части
почвенного профиля несколько снижаете»? но с увеличением срока
орошения, как и у северных подтипов, нарастает; Отмеченная
неоднозначность в изменении гранулометрического состава у рассматриваемых
подтипов черноземов обусловлена исходным различием в их
гидротермическом режиме.
С другой стороны, отсутствие однонаправленного изменения
содержания ила у различных подтипов в зависимости от срока
орошения позволяет утверждать, что увеличение ила в орошаемых
черноземах происходит главным образом не за счет привноса его с
оросительными водами, а за счет усиления внутрипочвенного выветривания
под влиянием изменения водного режима этих почв в условиях
орошения.
Полученные данные свидетельствуют о том, что
гранулометрический состав черноземов не является столь консервативным
свойством, как полагали ранее многие исследователи [10, 43]. В процессе
почвообразования в черноземах отмечается внутрипрофильное
перераспределение фракций гранулометрического.состава, которое
усиливается в ряду от южных к северным подтипам. Под воздействием
антропогенных факторов эти процессы нарастают в ряду:
целинные-пахотные — орошаемые черноземы. Подтиповая устойчивость черноземов
к изменению гранулометрического состава под влиянием орошения
повышается от северных черноземов к южным.
СТРУКТУРНО-АГРЕГАТНЫЙ СОСТАВ
Структурный состав целинных черноземов характеризуется
наибольшим содержанием агрономически? ценных фракций (80-90%)
(рис. 1). Абсолютный максимум приходится на фракцию размером
5-1 мм, доля которой колеблется oti40 до 60%; Минимальное
содержание составляют фракции >10 мм и <0,25~м.м. Отмеченные особенности
структурного состава черноземов характерны для верхней
полуметровой толщи. С глубиной структурный состав целинных черноземов
существенно меняется. Происходит значительное увеличение глыбистой
фракции >10 мм и уменьшение фракций 5-1 и 1-0,25 мм (см. рис. 1).

w*
ий'пнпдйщ
I i i i i | i i i i j i i ) i i i i i i | i i i i | i i i i | i i i i
!i
A.
И
£
S
^
^
«VI
о/о 'эпнвжйацоз

Таблица 7
Агрегатный состав целинных черноземов, %
Глубина,см
0-20
30-40
0-20
30-40
0-20
20-30
30-40
40-50
60-70
80-J00
0-10
20-30
40-50
60-70
70-80
80-90
100-110
140-150
190-200
240-250
290-300
>3
Размер фракций.
3-1
1-0,25
Оподзолеиные черноземы [19]
-
-
12,5
15,5
36,0
38,0
Выщелоченные черноземы (л = 8)
-
-
17,4
22,1
35,5
39,5
Типичные черноземы (л = 11)
6,4
2,8
1,3
4,1
3,8
5,0
46,5
43,8
33,1
45,0
27,2
63,0
23,5
28,2
34,9
28,1
36,2
19,7
Обыкновенные черноземы (л = 9)
6,6
5,7
2,0
2,3
0,4
0,6
0,4
1,1
0,1
-
0,3
38,2
36,4
34,6
30,2
26,5
22,9
17,0
12,7
2,0
1,2
0,5
27,7
32,9
35,3
37,6
36,3
41,9
47,9
36,5
18,0
16,1
9,3
мм
<0.25
51,5
46,5
47,2
38,4
24,1
25,3
30,7
24,8
32,8
12,9
28,4
29,0
28,4
30,0
36,8
34,8
34,6
49,7
79,8
82,7
90,1
>0,25
48,5
53,5
52,8
61,5
76,0
74,7
69,3
75,2
67,2
87,1
71,6
71,0
71,6
70,0
63,2
65,4
65,4
50,3
20,2
17,3
9,9
Рассматривая структурный состав отдельных подтипов черноземов,
можно отметить различное соотношение фракций среди агрономически
ценной структуры (10-0,25 мм).
Наибольшая дифференциация исследуемых фракций наблюдается
у типичных черноземов, у которых в структурном составе отмечается
абсолютное преобладание фракции размером 5-1 мм. На ее долю
приходится более 50% от суммы всех фракций. Затем по
процентному содержанию следует фракция 10-5 мм (20-25%) и около 10% прихо-
Рис. 1. Структурный состав (Л) и распределение фракций (Б) в профиле
целинных черноземов
Черноземы: / - оподзоленный, 2 - выщелоченный, 3 - типичный, 4 - обыкновенный
Размер фракций, мм: а - > 10, б - 10-5, в - 5-1, г - 1- 0,25, д - < 0,25

Таблица 8
Структурный состав пахотных черноземов, %
Глубина,см
0-10
20-30
40-50
0-10
20-30
40-50
0-10
10-20
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
0-10
10-20
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
>10
Размер фракций.
10-5
5-1
Оподзоленные черноземы (п = 14)
28,5
21,1
22,8
20,1
18,4
23,5
28,8
39,4
40,8
Выщелоченные черноземы (л = 31)
14,5
13,9
22,3
15,8
19,3
22,2
28,4
29,6
37,7
Типичные черноземы (л = 48)
26,2
28,4
25,8
19,5
33,8
29,1
53,8
51,0
14,1
16,2
16,0
13,6
21,6
19,4
16,8
23,3
41,3
35,7
37,8
46,6
32,3
33,1
17,6
16,9
Обыкновенные черноземы (л = 46)
23,3
29,3
18,2
15,9
33,8
47,7
53,7
70,4
13,9
17,7
14,7
18,1
26,7
23,5
22,3
13,7
41,6
36,2
48,4
48,1
34,3
23,5
19,4
12,0
им
1-0,25
12,2
11,3
5,4
22,1
20,5
14,6
11,7
12,6
12,4
10,9
7,8
9,7
7,8
5,5
14,9
11,3
12,4
12,3
3,8
4,1
3,4
1,8
<0,25
10,4
9,8
7,5
19,2
16,7
3,2
6,7
7,1
8,0
9,3
4,5
8,7
4,0
3,3
6,3
5,5
6,3
5,6
1,4
1,2
1,2
2,1
дится на агрегаты 1-0,25 мм. У обыкновенных черноземов структурный
состав очень близок к таковому, отмеченному для типичных.
К северу от них дифференциация в соотношении фракций
сглаживается. Так, в оподозоленных черноземах содержание фракции 5-1 мм
снижается до 37%, а фракций 1-0,25 и 10-5 мм увеличивается до 25-
30%. Это свидетельствует о том, что типичные черноземы
характеризуются наибольшим преобладанием зернистой фракции размером
5-1 мм. В северных подтипах наблюдается увеличение доли орехова-
тых структурных агрегатов (10-5 мм) и порошистых частиц размером
1-0,25 мм и снижение зернистой фракции (5-1 мм).
Аналогичные различия наблюдаются и в агрегатном составе
исследуемых подтипов черноземов. Так, наибольшее количество
водопрочных агрегатов (>0,25 мм), среди которых около 50% приходится на
агрегаты размером 3-1 мм, отмечается у типичных черноземов (табл. 7).
В обыкновенных черноземах суммарное количество водопрочных агре-

Таблица 9
Агрегатный состав пахотных черноземов, %
Глубина, см
Размер фракций, мм
>3
3-1
1-0,25
<0,25
Я),25
0-10
20-30
40-50
0-10
20-30
40-50
0-10
20-30
40-50
0-10
20-30
40-50
0,7 7,0 21,6
3,0 11,6 24,6
1,9 16,0 39,4
Выщелоченные черноземы (л = 32)
1,5 7,0 27,8
4,3 29,2 37,3
2,6 22,9 42,3
Типичные черноземы (л = 47)
1,7 12,4 36,6
1,4 15,7 41,6
1,4 28,7 38,9
Обыкновенные черноземы (л = 44)
3,2 10,1 40,0
2,4 22,3 37,5
2,4 27,6 40,0
70,9
62,3
42,7
64,9
29,1
33,7
46,9
43,0
31,0
47,3
41,9
30,1
29,1
37,7
57,3
35,1
70,9
66,3
53,1
57,0
69,0
52,7
58,1
70,0
гатов близко к таковому у типичных. Однако в этом подтипе заметно
меньшая доля приходится на агрегаты размером 3-1 мм. У северных
подтипов количество водопрочных агрегатов значительно снижается.
При этом в наибольшей степени уменьшается количество агрегатов
размером 3-1 и >3 мм и увеличивается доля фракции 1-0,25 мм.
Распашка целинных черноземов и длительное использование их в
богарном земледелии приводит к существенному изменению их
структурного состояния [4-6, 15, 57, 74, 171, 172, 378]. Исследования
показывают, что эти изменения в основном затрагивают верхнюю
полуметровую толщу почвенного профиля. Степень трансформации
структуры в указанной толще максимально проявляется в пахотном слое и
заметно ослабевает в нижележащих слоях. Характер изменения
структуры заключается в основном в увеличении (в 5-7 раз) процентного
содержания фракции больше 10 мм по сравнению с целинными
черноземами и уменьшении доли зернистой фракции до 28-40% (табл. 8).
Содержание других фракций меняется незначительно. Следует
подчеркнуть, что отмеченные изменения структурного состава
затрагивают практически в равной степени все рассматриваемые подтипы.
Данные агрегатного состава показывают, что интенсивное
использование черноземов приводит к суммарному снижению количества
водопрочных агрегатов примерно в 1,5 раза по сравнению с целиной и,
соответственно, к увеличению доли фракции меньше 0,25 мм (табл. 9).

Таблица 10
Структурный состав орошаемых черноземов, %
Глубина, см
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
80-90
100-110
120-130
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
80-90
100-110
120-130
>10
Размер фракций,
10-5
5-1
Типичные черноземы (л = 32)
43,5
37,7
34,7
27,8
23,2
28,2
31,7
35,4
34,2
38,4
14,9
20,7
19,5
20,6
20,4
15,4
16,8
17,5
18,8
16,2
32,3
31,4
36,5
42,6
46,7
45,1
35,1
29,1
24,3
22,4
Обыкновенные черноземы (л = 28)
39,8
38,2
27,7
22,6
23,8
24,6
34,4
63,6
71,2
74,8
15,3
20,5
17,5
17,2
19,5
34,9
30,1
18,2
16,7
13,6
33,7
32,3
42,4
47,3
45,5
35,6
30,2
14,4
9,9
9,3
им
1-0,25
5,9
6,3
6,2
5,4
6,4
4,8
8,6
9,7
13,8
16,1
7,7
6,0
8,4
8,4
7,4
3,4
3,9
3,4
1,6
1,5
<0.25
3,4
3,9
3,1
3,6
3,3
6,5
7,8
8,3
8,9
6,9
3,5
3,0
4,0
4,5
3,8
1,5
1,4
0,4
0,6
0,8
В составе водопрочных агрегатов наиболее существенные изменения
(уменьшение в 2-3 раза) отмечены для фракции 3-1 мм. Нужно
подчеркнуть, что интенсивность снижения водопрочности структуры под
влиянием распашки нарастает от обыкновенных к оподзоленным
черноземам.
Орошение черноземов приводит к еще более глубокой
трансформации структурно-агрегатного состава [55, 72, 142, 170, 214, 237, 348,
360, 361]. Доминирующая в черноземах зернистая фракция (5-1 мм) при
орошении переходит на второе место, уступая глыбистой (>10 мм)
(табл. 10). При этом уменьшается не только количество крупно- и сред-
незернистой фракций (агрегаты размером 5-3, 3-1 мм), но и количество
мелкозернистой (порошистой) (1-0,25 мм) и пылеватой (<0,25 мм)
фракций.
Таким образом, структурно-агрегатный состав целинных
черноземов характеризуется доминирующим содержанием в верхней
полуметровой толще (до 70%) зернистой фракции и высоким содержанием
водопрочных агрегатов, количество которых несколько снижается от
южных к северным подтипам. Использование черноземов в сельско-

хозяйственном производстве приводит к однонаправленному изменению
структуры в сторону увеличения доли агрегатов более 10 мм и
уменьшению зернистой и пылеватой фракций. В агрегатном составе
наблюдается снижение водоустойчивости и размеров структурных элементов.
Указанные негативные изменения прогрессивно нарастают при
интенсификации сельскохозяйственного производства, в частности, при
использовании черноземов в орошаемом земледелии.
ФИЗИЧЕСКИЕ И ВОДНО-ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
Анализ полученных данных и литературных материалов показал,
что физические свойства целинных черноземов, несмотря на их
однотипность, имеют заметные различия. Плотность твердой фазы в
верхней части профиля (0-10 см) у исследуемых подтипов по усредненным
данным составляет 2,44-2,55 г/см3 (табл. 11). При этом
прослеживается определенная тенденция увеличения плотности твердой фазы
у южных подтипов. Это, очевидно, связано с изменением
гранулометрического, минералогического состава и содержания органического
вещества в указанном направлении. Наряду с этим у всех подтипов
черноземов наблюдается увеличение плотности твердой фазы вниз по
профилю, что обусловлено изменением указанных выше свойств в этом
направлении.
Объемная масса верхнего слоя (0—40 см) целинных черноземов
составляет 0,87-1,08 г/см3. В ряду рассматриваемых подтипов
наименьшей плотностью сложения характеризуются типичные черноземы.
К северу и югу от них величина ее нарастает до 1,08 г/см3 у
оподзоленных и до 0,99 г/см3 у обыкновенных, что обусловлено
соответствующим изменением структурно-агрегатного состава и содержания
гумуса.
В профиле всех подтипов черноземов плотность сложения
закономерно нарастает с глубиной. При этом следует указать на
неравномерность профильного увеличения этого показателя. Наиболее
существенные изменения величины объемной массы отмечаются в верхней
части гумусовой толщи.
Общая пористость целинных черноземов в слое 0-10 см колеблется
в пределах 56,1-64,3% и изменяется по подтипам и профилю почв
соответственно вариациям плотности твердой фазы и плотности
сложения (табл. 11). Полная влагоемкость в исследуемых подтипах
составляет 60,3% у оподзоленных и 73,9% у типичных. Вниз по профилю
эта величина, аналогично изменению порозности, уменьшается до 32,3-
39,3%.
В целом длительное использование почв в богарном земледелии
приводит к заметным изменениям практически всех исследуемых
характеристик [10, 19, 188, 197]. Следует отметить, что наибольшие
изменения отмечаются в верхней части гумусовой толщи в пахотном и
подпахотном горизонтах.

Таблица 11
Физические и водно-физические свойства целинных черноземов
(усредненные данные)
Подтип
чернозема
Оподзоленный
(« = 16)
Выщелоченный
(« = 21)
Типичный
(« = 33)
Обыкновенный
(и = 26)
Глубина, см
0-10
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
0-10
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
0-10
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
0-10
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
Плотность
твердой фазы.
г/см
2,46
2,51
2,57
2,62
2,65
2,69
2,68
2,69
2,44
2,50
2,57
2,58
2,62
2,64
2,64
2,66
2,44
2,50
2,51
2,60
2,64
2,66
2,67
2,68
2,55
2,57
2,62
2,65
2,69
2,70
2,72
2,73
Объемная
масса, г/см
1,08
1,12
1,22
1,28
1,32
1,34
1,35
1,36
0,94
1,10
1,14
1,21
1,25
1,32
1,33
1,38
0,87
1,06
1,10
1,16
1,18
1,22
1,26
1,31
0,99
1,04
1,26
1,35
1,36
1,38
1,41
1,45
Общая
пористость,
%
56,1
55,4
52,5
51,1
50,2
50,2
49,6
49,4
61,5
56,0
55,6
53,1
52,3
50,0
49,6
48,1
64,3
57,6
56,2
55,4
55,3
54,1
52,8
51,1
61,2
59,5
51,9
49,1
49,4
48,9
48,2
46,9
Полная
влаго-
емкость, %
60,3
49,5
43,0
39,9
38,0
37,5
36,7
39,3
65,4
59,9
48,8
43,9
41,8
37,9
37,3
34,8
73,9
54,3
51,1
47,8
46,9
44,3
41,9
39,0
61,8
57,2
41,2
36,4
36,3
35,4
34,2
32,3
Черноземы пашни характеризуются увеличением плотности почв
(dv), величина которой в верхнем слое составляет 1,04—1,13 г/см3
(табл. 12). Изменение ее по профилю и в ряду исследуемых подтипов
аналогично отмеченному выше для целинных черноземов. Причиной
повышения dv у пахотных аналогов является изменение структурно-
агрегатного состава, гумусного состояния, уплотнения почв
сельскохозяйственными машинами и др. [3, 73, 282, 298].

Таблица 12
Физические и водно-физические свойства пахотных черноземов [14,169]
Глубина, см
Плотность
твердой
фазы, г/сн
Объемная
масса, г/сн3
Общая

пористость, %
Влагоенкость, %
полная
наименьшая
Влажность
завядания.
%
Оподзоленные черноземы
0-10
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
2,50
2,54
2,60
2,64
2,67
2,68
2,70
2,68
1,13
1,18
1,25
1,28
1,32
1,35
1,36
136
54,6
53,6
52,0
51,1
50,3
49,2
49,8
49,5
48,3
45,4
41,6
40,3
38,1
36,4
36,6
36,4
29,2
28,8
25,8
24,2
23,7
21,0
20,7
20,5
Выщелоченные черноземы
0-10
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
2,50
2,52
2,58
2,61
2,63
2,66
2,66
2,67
1,06
1,14
1,17
1,23
1,28
1,38
1,37
1,41
57,6
54,7
54,7
52,8
51,4
48,0
48,6
47,4
54,3
48,0
46,7
42,9
40,1
34,8
35,5
33,6
31,7
29,5
27,2
25,7
24,7
21,5
20,7
20,3
Типичные черноземы
0-10
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
2,50
2,52
2,53
2,64
2,63
2,66
2,69
2,68
1,04
1,10
1,13
1,18
1,26
1,31
1,31
1,37
58,3
56,6
55,1
55,2
51,9
51,0
51,2
48,9
56,1
51,4
48,8
46,8
41,2
38,9
39,1
35,7
34,3
33,0
29,6
26,6
25,0
22,9
21,8
21,5
Обыкновенные черноземы
0-10
20-30
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
2,61
2,62
2,65
2,69
2,70
2,72
2,72
2,72
1,14
1,17
1,17
1.24
1,31
1,37
1,43
1,48
56,3
55,2
56,0
53,8
51,5
49,6
47,5
45,8
49,4
47,2
47,9
43,4
39,3
36,2
33,2
30,9
32,8
31,4
28,7
27,7
25,1
25,5
24,1
23,6
Изменение плотности почв влечет за собой ухудшение целого ряда
других физических и водно-физических свойств пахотных черноземов.
Как показывают наши данные, здесь существенно снижается общая
пористость, полная влагоемкость, водопроницаемость, уменьшается
диапазон продуктивной влаги и, соответственно, возрастает процент влаги,
не доступной растениям.
11,7
12,3
12,3
11,8
11,5
10,1
10,1
10,1
13,5
13,8
14,0
13,3
12,5
10,1
10,4
10,2
14,3
14,3
13,7
12,9
12,4
12,1
11,9
11,8
15,2
15,8
15,5
14,7
13,8
13,5
13,2
12,9

Таблица 13
Физические и водно-физические свойства орошаемых черноземов
Глубина,
см
Плотность
твердой
фазы, г/см
Объемная
масса, г/см3
Общая

пористость. %
Влагоемкость, %
полная
наименьшая
Влажность
завядания,
%
Типичные черноземы (л = 23)
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
2,51
2,51
2,53
2,55
2,56
2,62
2,65
2,65
2,68
2,69
1Д7
1,19
1,20
1,21
122
1,27
1,32
1,37
1,48
1,52
53,4
52,6
52,6
52,6
52,3
51,5
50,2
49,1
44,8
43,5
45,6
44,2
43,8
43,5
42,9
40,6
38,0
35,8
30,3
28,6
34,5
33,2
32,3
30,0
28,4
28,1
24,4
24,9
22,5
20,4
14,7
14,7
14,5
14,3
14,1
13,7
13,2
12,8
12,4
12,1
Обыкновенные черноземы (и = 23)
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
60-70
80-90
100-110
120-130
140-150
2,61
2,63
2,67
2,69
2,70
2,70
2,71
2,73
2,73
2,74
1,23
1,25
1,28
1,35
1,37
1,40
1,44
1,57
1,58
1,57
52,9
52,5
52,1
49,8
49,3
48,1
46,9
42,5
42,1
43,1
43,0
42,0
40,7
36,9
36,0
34,4
32,6
27,1
26,6
27,6
34,0
33,7
32,6
32,3
31,1
29,0
25,6
21,1
20,1
19,7
15,0
15,9
15,7
15,6
15,5
15,3
14,9
13,6
13,2
12,9
При вовлечении черноземов в орошаемое земледелие происходит
однонаправленное, но более интенсивное изменение физических и
водно-физических свойств, чем у неорошаемых аналогов [56, 72, 123, 283,
276, 350]. Так, если за 200-летний период использования черноземов
в сельскохозяйственном производстве без орошения изменение
плотности почв составило 0,07-0,1 г/см3, то менее чем за 20-летний период
орошения возрастание dv в верхних слоях составило 0,09-0,13 г/см3
(табл. 13). При этом увеличение dv отмечается практически во всей
1,5-метровой толще почвенного профиля.
Такие значительные изменения плотности почв орошаемых
черноземов обусловлены, очевидно, не только деградацией
структурно-агрегатного состава и уменьшением содержания гумуса, но и более
глубокими процессами трансформации скелета почвы вследствие
переупаковки внутрипедной массы и развития процессов слитизации.
Изменения объемной массы влекут за собой соответствующие
изменения общей порозности и полной влагоемкости. Общая порозность
в орошаемых черноземах уменьшается по сравнению с богарной
пашней на 5-7%, а полная влагоемкость - на 8-10% в верхнем слое. Вниз

по профилю указанные различия сглаживаются, однако заметно
прослеживаются во всей почвенной толще. В орошаемых черноземах
сохраняется закономерное сужение диапазона продуктивной влаги и
увеличение запасов влаги, не потребляемой растениями.
Таким образом, анализ физических и водно-физических свойств
различных подтипов целинных и пахотных черноземов показал, что
наиболее оптимальными показателями указанных свойств
характеризуются типичные черноземы. К северу и югу от типичных черноземов,
а также в ряду: целинные-пахотные-орошаемые черноземы
физические и водно-физические свойства почв закономерно ухудшаются.
При этом интенсивность данных процессов прогрессивно нарастает при
вовлечении черноземов в сельскохозяйственное производство и при его
интенсификации. Наблюдается корреляционная связь между гумидиза-
цией водного режима и ухудшением физических свойств черноземов.
ВОДНЫЙ РЕЖИМ ЧЕРНОЗЕМОВ
Типовые особенности и генетическое своеобразие черноземов во
многом определяются характером их гидротермического режима [95,
97, 103, 199, 254-256]. Многочисленные исследования показали, что
гидротермический режим определяет не только количественные
показатели гумусового, карбонатного, солевого, гидрологического мезопро-
филей, но и всю сложную совокупность системы генетических
горизонтов черноземов [156].
Такие показатели гидротермического режима, как накопление и
расход влаги, характер иссушения почвенного профиля, особенности
движения нисходящих токов влаги, контрастность изменений
температуры и влажности почвы, определяют строение гумусового профиля,
наличие или отсутствие в нем признаков иллювиирования гумусовых
веществ, строение карбонатного профиля, формы карбонатных
новообразований, структурную организацию почвенной массы и др. [156].
Водный режим черноземов интересовал исследователей со времен
становления почвенной науки. Ему посвящено множество работ, в том
числе обобщающих монографий, освещающих динамику накопления и
расхода влаги в годичном и многолетнем циклах, поведение ее в
почвенном профиле, влияние различных факторов и условий на водный
режим [21, 43, 44, 71, 87, 88, 95-98, 103, 117, 130, 154, 155, 254, 256,
272].
Анализ опубликованного материала показывает, что в целинных
черноземах запас влаги создается главным образом весной, после
снеготаяния [154]. Осеннее накопление влаги бывает редким, лишь в
годы со значительными осадками. Возможно также зимнее пополнение
почвенной влаги во время оттепелей в мягкие зимы. Летние дожди
лишь частично компенсируют текущий расход влаги из гумусового слоя
и увлажняют самый верхний горизонт мощностью 0-20, реже 20-40 см.
И только при исключительно обильных осадках летние дожди могут
пополнять запасы почвенной влаги в гумусовом горизонте [43, 71].

Таблица 14
Расчетные статьи водного баланса
различных подтипов черноземов в метровом слое, мм
Подтип чернозема
Запас влаги,
соответствующий
НВ
Осеииий запас
продуктивной
влаги
Осенний дефицит
запасов влаги
Осадки
холодного
периода
Оподзоленный 320 150-175 170-145 200
Выщелоченный 325 125-150 200-175 195
Типичный 330 100-125 230-205 190
Обыкновенный 345 75-100 270-245 180
Таким образом, водный режим черноземов во многом будет
определяться количеством и характером накопления влаги в почве за счет
атмосферных осадков холодного периода года. На территории
Черноземного центра в начале вегетации наибольшие запасы влаги в
метровом слое (200-225 мм) содержат почвы западных и северо-западных
районов, где расположены в основном оподзоленные, сильновыщело-
ченные черноземы и серые лесные почвы. Несколько меньше влаги
(175-200 мм) накапливается весной в центральных и северо-восточных
районах с почвенным покровом из выщелоченных и типичных
черноземов. И, наконец, наименьшие запасы влаги (100-125 мм) перед
вегетацией аккумулируют почввможной и юго-восточной частей района,
где сформировались наиболее аридные разновидности обыкновенных
черноземов (переходные к южным).
Таким образом, территории с определенными запасами влаги в
метровой толще, накопленной за осенне-зимне-весенний период, в пределах
Черноземного центра представлены в виде полос, простирающихся в
основном с юго-запада на северо-восток и последовательно сменяющих
друг друга в юго-восточном направлении. В этом же направлении, как
уже отмечалось, происходит смена подзон черноземов.
Взаимосвязь между осадками за холодный период и подзональ-
ностью черноземов отмечал К.Д. Глинка [99], который указывал, что
границы черноземных полос и подзон довольно близко совпадают
с границами тех областей, на которые делится территория по
количеству выпадающих на ее поверхность зимних атмосферных
осадков.
На основе данных работы [ 140] приблизительный расчет отдельных
статей водного баланса (табл. 14) показывает, что наибольшим осенним
дефицитом запасов влаги в метровом слое характеризуются черноземы
обыкновенные (245-270 мм). К северо-западу эта величина постепенно
снижается, достигая минимальных величин (145-170 мм) в Курско-
Орловском почвенно-климатическом районе [167], где распространены
оподзоленные и сильновыщелоченные черноземы. Средняя сумма
осадков за холодный период (октябрь-март) в данной подзоне составляет
около 200 мм, что вполне достаточно для покрытия осеннего
дефицита и ежегодного промачивания почвенной толщи до наименьшей влаго-

емкости (НВ). В подзоне выщелоченных черноземов осенний дефицит
почвенной влаги примерно равен количеству атмосферных осадков,
выпадающих в осенне-зимне-весенний период, что в нормальные по
увлажнению годы также обеспечит покрытие осеннего дефицита влаги
в почве, тогда как в засушливые годы баланс влаги может быть
отрицательным. И, наконец, в подзоне обыкновенных черноземов высокий
осенний дефицит почвенной влаги не может компенсироваться осадками
за холодный период, что обусловливает здесь водный режим
непромывного типа.
Анализ данных [21, 74] по режиму влажности целинных черноземов
показывает, что средняя многолетняя влажность почв под естественной
растительностью за вегетационный период была, как правило, более
низкой в обыкновенных черноземах приграничной юго-восточной части
Черноземного центра (табл. 15). Почвы, этого района К.Д. Глинка [99]
называл обыкновенными - переходными к южным, а П.Г. Адерихин
[10] относил их к южным черноземам.
К северу и северо-западу влажность почв возрастает, достигая
наибольших величин в типичных и выщелоченных черноземах. В период
вегетации наибольшая влажность отмечается весной, к осени
количество продуктивной влаги в почвенном профиле снижается до минимума
(табл. 15а). Летние осадки иногда нарушают отмеченную
направленность изменения содержания влаги за вегетационный период, но лишь
в верхних горизонтах почвы, не оказывая влияния на нижележащие
слои [43, 71].
Распашка целинных черноземов сопровождается глубокой
трансформацией не только самой почвы как системы, но и экологической
среды, в тесном взаимодействии с которой она находится.
Прежде всего уничтожается многолетняя многокомпонентная луго-
во-степная растительность с многоярусной корневой системой, вегети-
рующая практически весь теплый период года, и заменяется
растительностью однолетней, монокомпонентной, с одноярусной корневой
системой и более коротким периодом вегетации [140]. Почва лишается
верхнего покрытия - степного войлока и значительное время (до посева и
после уборки) почти полностью лишена растительности и переходит на
это время в биологически открытую экологическую систему. Связи
и взаимодействие почвы с другими компонентами биогеоценоза
становятся не опосредованными (через растительность), а прямыми. Наряду
с этим существенно меняются физические свойства почв, на первых
этапах - в верхней части почвенного профиля, а в последующем и в
нижележащих слоях. Изменяются сложение, аэрация, структура,
водопроницаемость, водные свойства и др. Все это не может не сказаться
на гидротермическом режиме пахотных почв.
Пахотные черноземы, расположенные в непосредственной близости
от залежных участков, в большинстве случаев имеют более высокую
влажность по отношению к целинным аналогам.
Превышение влажности пашни по отношению к залежи за годы
исследований составило от 2 до 6%, причем различия в содержании вла-

ЖЕ °
1
!
I
о
S
о
•Л m
f-< о
ш 8"
ХО X
& з
с4 I
Е-
О
С
S
ч
о
Я"
в
с;
СО
от * « » о
г^ г^_ <~i — чо_ о^
^ чо аГ ао" г*Г irT
г*^ Г^ Г-^ in т£ in
ЧО rC СЧ О oO ЧО
—. —. СЧ <N —' —
1
я
е
в
о.
о
Я1
£
=
-а-
о
гч
г~-
чо
ГЯ
сч
ГЦ
•*
г-
оо
ОО
гч
сч
Оч
сч
ОО
•*
о
сч
_
г^
ЧО
|~-
о
г-
О СЧ Г-„ СО t*i
© сч* u-$ го о
м м (М м <s
N М_ t^_ tn oo oo
го" «гГ о$ г-* чо" w*T
Ц-1 4П -*„ С-^ V\ Tt
чо *d- со* чо сч oo*
- M N M N -
г- г- со г-
^ (S "Л
Оч О* гО
— сч сч
г- г- го
§ 5
8.
ЧО ОО ОО ОО СЧ >П
Оч. го^ —^ оо_ w*i u-i
г^ о чо" сч го —
*— СЧ СЧ СЧ СЧ СЧ
ОО ОО ГО^ ГО_ «П —1
и-1 vT оо г-^ г-Г чО
1*\ ГО ГО^ ОЛ_ V\ 0|
оч" го —■*" ~ сГ оГ
ГЧ СЧ СЧ СЧ ГЧ -■-
(S М ^ О О ^
чо" г^ *<* гч* сч об"
~- — СЧ ГЧ ГЧ —
э
га
земь
в
в
а.
г
?
«
8
Зал
сч
ао
6,9
сч
1/1 —
ОО оч
Г- ГО
\0 г-*
сч сч
I I I i I
ГО ОЧ О О ЧО СЧ
го чо гч" О* оо об"
~- — ГЧ СЧ —' —
Ч 1 ^. Ч Ч ^.
чо" го О •—" сГ О
СЧ СЧ СЧ СЧ СЧ СЧ
ОО О U1 Г- ОО ОО
о о
О О О О О «О
— СЧ «О «О — ~
чо, сч. гч_
СЧ* ГО ЧО
СЧ СЧ СЧ
ОО Г-^ Оч
оо об" об"
СЧ wi О гч «л О
о о о
— сч »о

- CM»
ГЧ О ©
N М «
Г-^ —t;_ w*i гп СЧ О
^ «-Г »о un гч сч
« « « ri n м
о\ гч — г-
о о оГ оо
ЧЭ ЧЭ т£ Г-^
СгС чО чО~ СЧ*
СЧ СЧ СЧ <Ч
Ch о^ гл чо_ о\ оо
w-T »о сп Ы о\ ©
—. — СЧ — — ГЧ
as m оо г-
оо -^ т}- т}-
_| н — mm
°i Ч.
оС оо
•—< —■*
чэ гч г- ** **■ о\
^ w-Г г-*" «о о" оС
(N N N О) N •-
чО »0 Оч *3"
45 -_ Ov О W Г\
(Л >Л О t*{ ГЛ --
m m m m сч сч
m —- ** т}-
оо г- w*i to
о" о оС in
m m сч сч
ОО О
— сч
—• оо оо оо О m
оо -^ 0>_ О
О оо чсГ Г-^
сч — — —
h- 45 М ^О 1Л
СП t ОО (Л
о ~ oi* см"
N М М N
г» »п о\
■* сч —"
сч сч сч
m f-. «n
чО^ -^ \0
ч*" W*T С*"Г
СО ОО ГЧ <S
ОО ч© Г- чО
сч гч гч гч сч сз
оо сч оо
оо оо" об"
ел со m чо >л q
—^ ГЛ OS —" об" —*
гч сч —• гч —* (N
чо m
тт. _
О оС оо
сч — —
8,3
—■
m ш vo
4fr* —Г т-7
СЧ СЧ СЧ
О Г- <Ч О О •*
о п « о\
Г-Г fC t-Г v£
— чО О ^J"
ОО 0> « W1 — СЧ
°i. Ч "О. ^
сГ гч' чо" wi
гч сч •— —•
ОЛ ON ** О
л я °
О О w-i
(П — —«
»о о
о о
О О О О О in
<i ei ei <£ о о
сч
УП
о о о о
о о о о
S.J w W W
о о о о

Таблица 15а
Влажность черноземов выщелоченных
Глубина, см
Сроки наблюдений*
средний за исследуемый период
Залежь
0-10
20-40
50-80
90-100
0-10
20-40
50-80
90-100
27,4
30,7
29,2
27,3
29,2
29,8
28,8
28,1
28,9
24,9
26,3
26,3
31,7
32,4
28,7
26,2
18,2
16,1
20,1
22,8
Пашня
11,9
19,9
21,8
23,1
* Наблюдения за влажностью проводили в 1969-1971 гг.
24,8
23,9
25,2
25,5
24,2
27,4
26,4
25,8
ги в естественных и пахотных почвах возрастают от южных подтипов
к северным.
Анализ данных по изменению процента влаги в пашне по
отношению к залежи показывает (табл. 16), что весной почти во всех
подтипах и за все годы наблюдений влажность пахотных черноземов была
значительно выше, чем целинных. Последнее свидетельствует о том,
что черноземы пашни более интенсивно поглощают влагу осенне-
зимне-весенних осадков.
В летний период в относительно засушливые годы влажность
пашни, как правило, несколько ниже, чем на целине, что обусловлено
более интенсивным испарением и десукцией культурной растительностью.
Во влажные сезоны, когда указанные расходы влаги в
определенной степени компенсируются летними осадками, влажность
пахотных черноземов, как правило, также выше, чем почв целинных
участков.
К осени после уборки урожая культур почвы пашни значительно
сокращают расход влаги, тогда как на залежи многие растения еще
вегетируют и используют имеющиеся к этому времени запасы
почвенной влаги. Вследствие этого в большинстве случаев осенью
содержание воды в почвах пашни выше, чем в черноземах под естественной
растительностью. Отмеченные различия в режиме влажности пахотных
черноземов обусловливают своеобразие их водного режима по
отношению к целинным.
Наиболее детально (в течение нескольких десятилетий) изменение
водного режима черноземов при сельскохозяйственном использовании
изучено в стационарных условиях Центрально-Черноземного
заповедника [43, 45, 47, 71, 154, 155]. Результаты этих исследований показали,
что наибольшее количество влаги в целинных черноземах, как правило,

°.(ч.п.р~. °°. f":
м m m м" о' о
+ + + + + +
"Я. ™t ^ *Ч ^ *Ч
cs гп en m ~ ~
о mm о
so •о r~ *f
+ + + +
чо wi r| сп_
О* гп --о
Т + + +
??????
■* щ Ю ^ О -;
~S *S in cs cs *-«
1 i + + + +
со ~i a\ no
О Tt <S ci
+ *r + +
8*
x
И
fN СП 4t CN ~ О
+ + + + + +
o^ q n о о \о
**"л v'tf «о
+ + + + II
I I I I
2
X
X
u
a
о
1
о
о
с
а
с
03
Я
н
о
О
X
U
ГП Tf 1Л <S Г^ 00
—* —" о ■* о о
— — I + + +
+ +
о.
а)
8.
i i i I i i
* i i i i
°i ^tв. °. <*i•ч
ЧО 00 V> Г-^ -« —*"
++++++
в\ С*> Г-_ О ЧЭ CN
о—р —" о cn
++++++
р) м «*> rj — m
^" Г^ "О « (Л р*
+ + + + + I
СП ЧО ~ —
Оч оо" Г-* ГЛ
+ + + +
« СП О 1Л
О <N* — О
+ + + +
о
О0 ЧО О0 —' ЧО Г-
о» >л^-
кно
Обы
CN ~ СП (Ч •""" ci
1 + + + + +
-3,1
-0,2
-0,6
-0,3
-0,1
+ 1,5
+ + 1 I + +
— «« «St oo m r|
cn in On'on
•ф> >f» >f» >f» "t* "t*
ON о го m *o oo
+ + + +
—_ r-^ Ю p
ЧП —" —* <4
+ + + +
+14,1
+14,3
+ 11,9
+ 10,5
-6,3
+2,8
00 Г-^ СП
cn -~ о
+ + +
+7,5
+2,4
-0,1
NO <N 00 Г-; 0O -«
of-lf ~- M* Г* ci
+ + + + + +
NO M 0O 00 On «Л
« rt 1^* "Л П N
+ + + + + +
q "л а ^
^■* О т|" О
NO_ ON -<t OG^
+ и +
О О О О О «Л
о о о о © m
—* (Ч "1 *Г> —• " в П "л ») ■■ "•
<N to © <S «n О
О © © ©
-< woo-<
CS w*i On

бывает весной после снеготаяния (рис. 2). Глубина весеннего прома-
чивания почв определяется дефицитом влажности в конце
предшествующего вегетационного периода, суммой осенне-зимних и ранневесен-
них осадков, а также условиями снеготаяния [43].
Потребление влаги целинной растительностью за вегетационный
период происходит главным образом из верхнего метрового слоя, что
хорошо видно из рис. 2. В этом слое наблюдаются наибольшие
сезонные изменения влажности, вследствие чего указанную толщу относят к
зоне интенсивного оборота атмосферных осадков [289]. Ниже метровой
толщи влагооборот выражен слабее, а влажность находится в
интервале от ВРК (влаги разрыва капилляров) до НВ (наименьшей влаго-
емкости)[155].
С глубины 3,5-4,5 м подстилающий почву средний суглинок, по
данным В.В. Герцык, Т.П. Коковиной и других [96], имеет влажность,
превышающую НВ. Исходя из этого, увлажнение почвенной толщи до
3 м, соответствующее НВ, свидетельствует о сквозном промачивании
зоны аэрации, так как дефицит влажности в слое от 3 до 3,5-4,5 м
незначителен [96].
В годы с особенно большим поступлением осенне-зимне-весенних
осадков происходит просачивание влаги в глубокие горизонты почвен-
но-грунтовой толщи. Влага, поступающая в подстилающую породу,
компенсирует имеющийся дефицит ее на глубине 2,5-4 м, а избыток
стекает в нижележащую толщу с влажностью, как уже отмечалось,
превышающей НВ. При этом и происходит сквозное промачивание
зоны аэрации до грунтовых вод, что дает право отнести тип водного
режима типичных целинных черноземов к периодически промывному.
Сквозное промачивание происходит не каждый год и в ограниченных
размерах [43].
В течение вегетационного периода гумусовый горизонт целинных
типичных черноземов прогрессивно иссушается. Летние осадки
увлажняют, как правило, самый верхний слой почвы до глубины 20-30 см.
И лишь в сильно влажные годы со значительным превышением летних
осадков над средним многолетним количеством пополнение запасов
влаги в почве наблюдается и в течение вегетационного периода [43, 71].
В пахотных черноземах водный режим складывается иначе
(см. рис. 2). В первой половине вегетации изменение влажности в
черноземах пашни довольно близко к изменению содержания влаги под
естественной растительностью. Различия отмечаются во второй
половине вегетационного периода. Целинная растительность продолжает в
это время вегетировать и, соответственно, расходует значительное
количество влаги на десукцию. На пашне после уборки культур десук-
тивный расход влаги прекращается, и она теряется из почвы лишь
в результате физического испарения ее с поверхности. Вследствие
этого под пашней происходит постепенное увеличение влажности
гумусового горизонта, приводящее к снижению ее осеннего дефицита [155].
В табл. 17 представлены данные [154] по изменению запасов влаги
(в мм) в почвенно-грунтовой толще целинных и пахотных типичных

Рис. 2. Хроноизоплеты влажности типичного мощного чернозема
центральной лесостепи Среднерусской возвышенности, % от объема почвы [155]
А - целинный чернозем; Б - чернозем под озимой пшеницей
Категории влажности почвы: 1 - ВЗ и < ВЗ; 2 - ВЗ-ВРК; 3 - ВРК; 4 - ВРК-НВ;
5 - НВ; 6 - НВ-ПВ (см. примечание к табл. 17); 7 - изолинии влажности почвы. %;
S - осадки; 9 - температура воздуха, °С

Глубина, см
0-30
30-50
50-100
100-150
150-200
200-250
250-300
0-300
0-30
30-50
50-100
100-150
150-200
200-250
250-300
0-300
т
аблица
17
Изменение запасов влаги в типичных черноземах
по данным [154]
, мм
Показатели баланса
НВ
129
71
166
160
157
155
150
988
96
61
148
150
154
150
141
900
ПЗВ
36
16
31
27
22
35
27
194
19
26
46
33
14
15
7
160
взв
озв
PB3
Целинная степь
129
71
166
160
163
165
52
1006
98
60
138
145
143
148
151
883
44
30
85
112
137
140
136
684
Пашня
81
54
113
99
116
127
143
733
85
41
81
48
26
25
16
322
17
6
25
46
27
21
8
150
ОТП
246
0
0
0
0
0
0
246
291
0
0
0
0
0
0
291
РВС
331
41
81
48
26
25
16
568
308
6
25
46
27
21
8
441
ОДВ
85
41
81
48
20
15
14
304
15
7
35
51
38
23
2
167
Примечание: НВ - запас влаги в почве, соответствующей наименьшей
влагоемкости; ПЗВ - весеннее приращение запаса влаги; ВЗВ - весенний запас влаги;
ОЗВ - осенний запас влаги; РВЗ - расход влаги из почвенных запасов; ОТП - сумма
осадков за теплое полугодие; РВС - расход влаги суммарный; ОДВ - осенний дефицит
влаги.
черноземов. Из данных табл. 17 следует, что приращение запасов
влаги (ПЗВ) за холодное полугодие на целине больше, чем на пашне.
Меньшее приращение влаги на пашне в это время обусловлено
низкими ее запасами в снежном покрове, более глубоким промерзанием
почвы и более выраженным весенним перераспределением талых вод
по поверхности [154]. Вследствие этого весенний запас влаги на
целинном участке в 3-метровой толще был выше примерно на 120 мм.
Однако последнее наблюдается не всегда. В весны, которым
предшествовали очень засушливые годы, запас влаги в целинном черноземе
может быть меньше, чем на пашне [154]. В такие годы весенняя
влажность промоченного слоя целинного чернозема, как правило, равняется
наименьшей влагоемкости или опускается несколько ниже нее. На
пашне этот слой в основном характеризуется величиной влажности, часто
превышающей НВ. Причиной такого разного увлажнения
поверхностных слоев почвы в весеннее время на пашне и целине является
различное увлажнение их в осеннее время [154].

Интенсивность расхода влаги в течение вегетационного периода
под целинной и культурной растительностью также неодинакова. Из
данных табл. 17 следует, что расход запасов влаги из 3-метровой
толщи почвы за период вегетации растений на целине в 2 раза выше,
чем на пашне, что, как указывалось, обусловлено исходно большим ее
количеством в почвенном профиле весной и большим расходом за
вегетационный период.
Данные исследований Т.П. Коковиной [154] показывают, что
в севооборотах, где в течение 5 лет не было парового поля, расход
влаги в теплый период одинаков со средним годовым расходом влаги в
целинной степи. В тех же севооборотах, где в течение 5-летия одно
поле было под паром, средний годовой расход влаги оказывается ниже,
чем на целине. Недоиспользование почвенной влаги культурной
растительностью в конце вегетации (после уборки), а также несколько
меньшее расходование ее в процессе вегетации обусловливают меньший
осенний дефицит почвенной влаги на пашне по сравнению со степью.
С осени остаточное количество влаги будет способствовать более
быстрому насыщению почвы влагой весной, а следовательно, и более
глубокому, по отношению к целине, весеннему ее промачиванию и
компенсации дефицита влаги в глубоких слоях. Последующий приток
почвенной влаги может способствовать образованию подвижных форм
воды в определенных слоях, что приведет к еще более глубокому
промачиванию и т.д.
Таким образом, ежегодное остаточное накопление
недоиспользованной влаги в почвах пашни приводит к повышению увлажнения
почвенного профиля, увеличению глубины весеннего промачивания и,
очевидно, более частому, чем на целине, сквозному промачиванию.
То есть, водный режим пахотных черноземов типичных, хотя и
остается периодически промывным, но по количественным характеристикам
сдвигается в гумидную сторону.
По данным Т.Н. Коковиной и И.И. Лебедевой [156], в степных
черноземах - обыкновенных и южных - сдвиги в сторону гумидизации
водного режима выражены еще отчетливее ввиду того, что место ксеро-
фитной степной растительности занимают мезофитные культурные
растения, физиологически не приспособленные к функционированию
в жестких условиях степи. В результате в черноземах обыкновенных
непромывной тип водного режима меняется на спорадически
промывной, и глубина весеннего накопления влаги увеличивается.
В южных черноземах появляется возможность осенней
влагозарядки, отсутствующей в целинных почвах, исчезает "мертвый"
горизонт иссушения и, хотя тип водного режима в этих почвах не меняется,
они переходят в разряд глубокопромокающих. Таким образом, гуми-
дизация водного режима пахотных черноземов является результатом
изменения влагопотребления растительностью, а не избытком
природных запасов влаги [45, 156].
Изложенное выше показывает, что освоение целинных черноземов
приводит к изменению их водного режима. В пахотных почвах скла-

Таблица 18
Динамика запасов влаги (W) в типичных черноземах
и изменение их в условиях орошения в течение вегетации, мм
Глубина, см
Сроки наблюдений
13.05
24.05
10.06
20.06
1.07
11.07
Неорошаемые черноземы
0-30
О-50
50-100
0-100
100-150
0-150
90
156
151
307
151
458
83
141
142
283
140
423
73
128
136
264
140
403
65
117
129
246
129
375
48
83
103
187
106
293
51
89
103
192
116
308
Орошаемые черноземы
0-30
0-50
50-100
0-100
100-150
0-150
96
159
147
306
149
456
96
139
138
277
151
428
82
151
143
294
148
442
89
114
127
242
138
380
66
131
133
264
141
405
76
118
119
237
134
371
Приращение запасов влаги (И' „.-W,,^ \
0-30
0-50
50-100
0-100
100-150
0-150
+6
+3
-6
-2
+3
+1
+12
+18
+5
+23
+10
+33
+9
+11
+3
+14
+11
+25
+23
+34
+14
+48
+19
+67
+17
+31
+24
+55
+32
+87
+25
+41
+29
+71
+25
+97
дывается спорадически положительный водный баланс. Особенно
возросла приходная часть водного баланса в последние десятилетия.
Это обусловлено улучшением культуры земледелия, направленной
на более широкое и полное поглощение воды осадков и талых
вод [239]. Последнее обеспечивается путем глубокой зяблевой пахоты,
повсеместным внедрением противоэрозионных мероприятий, а также
агротехнических приемов, уменьшающих испарение влаги с
поверхности.
По данным работ [239, 364, 365], применение только глубокой
зяблевой вспашки поперек склона позволяет дополнительно накопить в
почве от 10 до 26 мм влаги, а ячеистое обвалование, прерывистое бо-
роздование, поперечная зяблевая вспашка с одновременным
образованием валиков дает возможность накопить дополнительно до 47-80 мм
влаги [239].
Повышение увлажненности пахотных почв связано также с
изменением структуры посевных площадей. По сравнению с началом
столетия площади под зерновыми культурами уменьшились в 2 раза, соот-

Сроки наблюдений
22.07
1.08
12.08
24.08
4.09
13.09
23.09
Неорошаемые черноземы
64
106
116
222
118
339
45
80
88
168
95
263
46
81
98
179
106
285
49
84
93
177
92
270
58
94
92
186
103
288
51
84
86
170
101
272
56
93
89
182
99
281
Орошаемые черноземы
69
98
102
199
124
324
58
98
104
202
107
309
58
127
105
233
115
348
77
134
98
232
112
344
82
131
94
224
120
344
84
109
94
203
99
302
67
159
146
305
154
459
Приращение запасов влаги (Wapmu-WKa)poul \
+5
+12
+3
+15
+16
+31
+13
+18
+14
+32
+29
+60
+11
+16
+6
+23
+1
+24
+28
+43
+13
+55
+22
+78
+24
+40
+6
+46
+9
+55
+33
+46
+7
+54
+18
+72
+11
+16
+5
+21
+1
+29
ветственно, увеличилось количество площадей под зернобобовыми и
пропашными культурами, которые по расходу влаги уступают
первым [239]. В последние годы в связи с развитием орошения в
Центральном Черноземье в севооборотах богарного земледелия значительно
сокращаются площади многолетних трав, характеризующихся большим
водопотреблением, что также значительно сокращает расходную часть
водного баланса пахотных черноземов.
Перечисленные условия способствуют значительному накоплению
влаги в почвенно-грунтовой толще, а при наличии водоупора
обусловливают формирование верховодки. Так, в Каменной степи за последние
7 лет грунтовые воды поднялись с 5,6 до 2,1 м [250]. Гумидизация
водного режима пахотных черноземов, по-видимому, явилась одной из
причин встречающегося олуговения почв. По данным Б.П. Ахтырцева,
А.Б. Ахтырцева [52], цикл повышенного увлажнения в Центрально-
Черноземной зоне, начало которого датируется 1956 г., привел к
заметному пятнистому олуговению почв и формированию
переувлажненных разновидностей - мочаров.

NO On On i£ ^
00 £.»
v> oo r**i г- О
fO« "Л Tf О
СЧ -и Tf
NO NO ON On V>
-• — -*■ — сч
+
no сч сч Tf m no
V> On О On <N —
mm —. —, СП
u-1 "fr m p- On NO
flomwm Tf О
— —• <N — -fr
On cS —■ ro NO Q
м t м ^ м cR
+ + + + + +
Tf ^3- in ON NO V>
v> on ^ О m Tf
—* СЧ — ГО
_ __ «^ _ Tj-
CSI P- Cv) ON Tf —
?? +<? +4?
— — m
oo no rn on »n
cj <J 4- en 4-
3
В
S
s
с
a
Э"
2
3
1
1
mod
о
о
4fr
w-j
О
NO
P-
nO
NO
v>
NO
ON
ro
О
—
~*
in
о
"
о
сч
*■"*
г-
гч
•""*
00
*■*
*—'
m
■■fr
*■
NO
сч
о
m
<N
ON
v>
СЧ
CO
^J.
СЧ
NO
Tf
*"""
NO
in
—"
о
NO
*"•
ГЧ
v-j
"*"
ГЧ
NO
ro
NO
oo
ro
о
ГЧ
4fr
s?
^
1
CO
о
X
a
о
T
о
3
s
ouiai
&
CD
NO
p-
00
СЧ
oo
-fr
p-
s
~*
*-,
Tf
"
en
—
00
CH
'-,
Ю
(N
о
Tf
Ю
Tf
r-
to
о
СИ
сч
м
oo
<N
t~
г-
сч
v>
О
сч
vO
v>
m
\D
tM
c^
en
\D
ко
00
en
4f
ТГ
00
3
00
v>
Tf
*x
l_
a
8.
g
i"
л
4
«
ca
8
запг
гние
иращ(
a
С
r~
+
Г~
Ч>
+
"А
■+
р~
+
г^
+
00
СП
+
а\
"+
СП
С1
+
¥
СП
+
СЧ
I
Tf
~
СП
+
„«
V~t
+
р~
+
сч
+
о
+
г>
+
+
_
+
Tf
«?
+
oo
V~t
+
СЛ
CM
+
r-
»n
+
ON О <N СЧ m NO
no cvi m in in о
_н —. Cv) —- <$•
ON On OO © p»
r- w-j rn on рн)
*-* СЧ Tf ^- NO
't ON p- in NO СЧ
(N 1Л (N 00 П (N
++--+4
о о о о о о
ел in О О in у-1
О О О О
W-J О
о о о о о о
со in о О m w-j
>п О
О О О О О О
m in о о <л >Л
in о

Анализ водного режима позволяет заключить, что каждый подтип
черноземов формируется в характерных для них специфических
условиях водного режима. В условиях естественной лугово-етепной
растительности формирование оподзоленных черноземов происходит при
систематически промывном водном режиме, выщелоченных - при
периодически промывном, типичных - спорадически промывном,
обыкновенных - эпизодически промывном и южных - непромывном водном
режимах.
Распашка целинных черноземов сопровождается существенным
изменением их водного режима. Прогрессирующая во времени
остаточная аккумуляция недоиспользованной культурной растительностью
почвенной влаги приводит к сдвигу подтиповых особенностей водного
режима черноземов примерно на градацию в сторону повышения гу-
мидности.
Режим влажности орошаемых черноземов изучали на примере
типичных и выщелочных подтипов в пределах Воронежской
оросительной системы. Она характеризуется следующими технологическими
показателями: оросительная сеть - трубчатая, напорная, КПД равен
0,97-0,98; полив осуществляется дождевальными машинами "Фрегат";
оросительная норма составляет 1800-2400 м3. До начала исследований
почвы орошались в течение 12 лет. Учет поливной воды на
исследуемых участках проводили с помощью дождемеров.
Результаты исследований показали, что изменений типа водного
режима почвенно-грунтовой толщи до глубины 3 м при существующем
режиме орошения не отмечается. Однако почти во все сроки
наблюдений и по всем глубинам запасы влаги в орошаемых почвах были
значительно выше, чем в неорошаемых аналогах (табл. 18, 19).
В начале гидрологического года орошаемые черноземы при
отсутствии осенней влагозарядки, как и при естественном увлажнении,
характеризуются максимальным иссушением. Однако распределение
влаги в них заметно отличается от такового в неорошаемых почвах.
В орошаемых почвах иссушению подвергается только верхняя
часть почвенного профиля, т.е. глубина его иссушения значительно
уменьшается. При этом наблюдается сохранение значительного
количества влаги в нижних слоях 1,5-метровой толщи. Так, в середине
октября запас влаги в метровой толще орошаемых типичных
черноземов был на 54 мм, а в выщелоченных - на 59 мм больше, чем в
неорошаемых. На глубине 100-150 см запас влаги в типичных
орошаемых черноземах находится на уровне НВ, а в выщелоченных -
значительно превосходит эту величину и приближается к полной влаго-
емкости (табл. 20). В связи с этим последующее поступление
дополнительного количества влаги при осенних осадках и инфильтрации
талых вод вызывает более глубокое промачивание орошаемых
черноземов по сравнению с их неорошаемыми аналогами.
Глубина весеннего промачивания орошаемых почв, как правило, на
40-50 см больше, чем неорошаемых. Однако весенние запасы влаги
в условиях орошения не всегда выше, они определяются характером

Таблица 20
Изменение запасов влаги в неорошаемых и орошаемых черноземах, мм
Глубина, см
0-30
0-50
50-100
0-100
100-150
0-150
0-30
0-50
50-100
0-100
100-150
0-150
0-30
0-50
50-100
0-100
100-150
0-150
0-30
0-50
50-100
0-100
100-150
0-150
См. приме
Показатели баланса
нв
113
183
167
350
145
495
97
151
119
270
97
367
117
186
163
349
139
488
105
171
148
319
104
423
взв
ОЗВ
РВ
Выщелоченные черноземы
Неорошаемые
69
120
132
252
153
406
93
179
258
438
190
628
62
98
96
194
122
316
7
22
36
58
31
90
Орошаемые
88
135
118
253
147
400
5
44
140
185
43
228
Типичные черноземы
Неорошаемые
90
156
151
307
151
458
56
93
89
182
99
281
34
63
62
125
52
177
Орошаемые
96
159
146
305
154
459
чаиие к табл.17.
67
109
94
203
99
302
29
50
52
102
55
157
ОТП
328
328
0
0
0
328
328
328
0
0
0
328
328
328
0
0
0
328
328
328
0
0
0
328
РВС
335
350
36
58
31
417
333
372
140
185
43
555
362
391
62
125
52
505
357
378
52
102
55
485
одв
51
85
71
156
23
179
9
16
1
17
50
33
61
93
74
167
40
207
38
62
54
116
5
121
осеннего увлажнения почв и особенностью выращиваемых культур
[154]. Так, под многолетними травами (орошаемый типичный чернозем)
весенние запасы влаги во втором полуметре были даже чуть ниже, чем
на богаре, тогда как под овощной культурой (капуста) на орошаемом
выщелоченном черноземе весенние запасы влаги в слое 0-150 см были
на 222 мм выше, чем на богаре (см. табл. 19, 20). Как уже отмечалось,
в течение вегетационного периода орошаемые черноземы находятся в

ином режиме увлажнения, чем их неорошаемые аналоги. На
протяжении всей вегетации запасы влаги на орошаемых участках были
выше: в пахотном горизонте - на 17-23 мм, в слое 0-50 см - на 25-
34 мм и в слое 0-100 см - на 35-52 мм.
Наряду с этим при орошении меняется практически по всему
почвенному профилю характер динамики влажности. Если при
естественном увлажнении на протяжении вегетации имеет место постоянное
иссушение черноземов, за исключением пахотного горизонта, т.е.
водный режим характеризуется однонаправленным восходящим током
влаги из нижних слоев почвенно-грунтовой толщи в верхние, то при
орошении резким колебаниям влажности подвергается практически вся
почвенная толща до глубины 1,5 м.
Таким образом, особенностью водного режима орошаемых
черноземов является более глубокое и частое промачивание почвенной
толщи до глубины > 1 м и не один раз за гидрологический год, как это
свойственно неорошаемым аналогам, а значительно чаще -
практически после каждого полива. Кроме того, при орошении уже на глубине
1,5 м не отмечается снижения влагосодержания к концу вегетационного
периода. Влажность здесь остается практически постоянной, а по
абсолютной величине значительно выше, чем на неорошаемых участках.
Во всех исследуемых орошаемых почвах осенний "дефицит" на глубине
100-150 см был положительным. Причем у выщелоченных черноземов
величина его заметно выше, чем у типичных.
При орошении в метровом слое почвы создается эффект
дополнительного накопления запаса влаги за счет поливов, поскольку здесь
они в течение всей вегетации выше, чем в неорошаемых почвах. Это
накопление неизбежно со временем приведет к перетоку влаги за
пределы метровой почвенно-грунтовой толщи. Кроме того, при орошении
черноземов имеет место эффект "блокировки" постоянного
восходящего тока пленочной влаги из подпочвенной толщи, что также
способствует более частому периодическому сквозному промачиванию
орошаемых черноземов.

Глава 4
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ЧЕРНОЗЕМОВ
И ИХ ИЗМЕНЕНИЕ В ГЕНЕТИЧЕСКИ
СОПРЯЖЕННОМ И АГРОГЕННОМ РЯДАХ
ПОЧВЕННЫЙ ПОГЛОЩАЮЩИЙ КОМПЛЕКС
ЦЕЛИННЫХ ЧЕРНОЗЕМОВ
Обобщение большого количества литературных и собственных
данных по физико-химическим свойствам целинных черноземов
центральной части Русской равнины позволило выявить особенности состояния
их почвенного поглощающего комплекса.
Как тип, данные почвы характеризуются высокой емкостью ка-
тионного обмена (ЕКО), достигающей в верхних горизонтах целинных
черноземов в среднем 47 мг-экв/100 г (табл.21). При этом степень
насыщенности основаниями в основном более 90%. Вниз по профилю
насыщенность основаниями нарастает, достигая 100% на глубине 70-
100 см (в зависимости от подтипа). Среди обменных катионов основную
долю составляют ионы кальция, количество которых варьирует в
верхнем слое от 75 до 80%. На долю магния приходится в среднем
около 15%. Небольшую долю в составе обменных катионов составляет
поглощенный водород гидролитической кислотности. Абсолютное его
количество колеблется в среднем от 2,3 у обыкновенных до 4,2 мг-
экв/100 г у оподзоленных черноземов, что в долевом соотношении
составляет 4,2-11,1% соответственно.
Особенностью целинных черноземов является почти полное
отсутствие в составе обменных катионов ионов натрия, за исключением
южных подтипов, где количество его составляет около 0,1-0,2 мг-
экв/100 г. Вниз по профилю почв количество обменных катионов
закономерно и постепенно снижается. Полученные нами результаты
хорошо согласуются с многочисленными литературными данными,
опубликованными в последние годы [10, 11, 19, 28, 31, 40, 53, 61, 86, 147,
157, 186, 265, 312, 321, 336, 337, 339].
Анализируя особенности состояния почвенного поглощающего
комплекса (ППК) и его изменение в подтипах целинных черноземов,
следует отметить следующие общие закономерности. В
рассматриваемом ряду от оподзоленных к обыкновенным черноземам отмечается
закономерное нарастание емкости катионного обмена от 38 у
оподзоленных до 55 мг-экв/100 г у обыкновенных черноземов. Отмеченная
закономерность изменения емкости катионного обмена, очевидно, в
первую очередь обусловлена соответствующими изменениями содержания

Таблица 21
Физико-химические свойства целинных черноземов (усредненные данные)
Глубина, см
Са2+
Mi*
н**
Сумма
мг-экв/100 г
V, %"
Са^
Mi*
Н*
% от суммы
Оподзоленные черноземы (л = 16)
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
28,3
27,9
26,5
25,4
23,0
21,0
20,4
18,6
15,4
141\
52
6,0
5,4
4,7
5,0
4,8
3,6
3,5
3,2
4,0
4,2
4,0
3,8
3,6
3,0
2,2
1,4
1,0
0,6
-
37,7
37,9
35,7
33,7
31,0
28,0
25,4
23,1
19,2
18,1
89
89
89
89
90
92
94
96
97
100
75,1
73,6
74,2
75,4
74,2
75,1
80,3
80,5
80,2
77,79
13,8
15,8
15,2
13,9
16,1
17,1
14,2
15,2
16,7
22,1
11,1
10,6
10,6
10,7
9,7
7,8
5,5
4,3
3,1
._
Выщелоченные черноземы (л = 21)
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
0-Ю
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
34,0
32,8
30,7
29,7
28,0
27,0
25,0
23,8
22,0
20,5
39,9
38,5
36,7
34,3
32,0
29,5
28,2
27,9
24,7
23,8
6,7
6,1
5,5
5,3
5,0
4,9
4,9
4,7
4,2
4,2
3,6
3,3
2,8
2,4
2,0
1,6
1,1
0,9
-
-
Типичные
7,4
6,1
5,9
5,5
5,0
4,8
4,8
4,6
4,1
4,2
3,1
2,5
2,0
1,8
1,2
0,8
0,6
-
-
-
44,3
42,2
39,0
37,4
35,0
33,5
31,0
29,4
22,2
24,7
черноземы
50,4
47,1
44,6
41,6
38,2
35,1
33,6
32,5
28.8
28,0
92
92
93
93
94
95
96
97
100
100
(л = 33)
94
95
96
96
97
98
98
100
100
100
76,7
77,7
78,7
79,4
80,0
80,6
80,6
81,0
84,0
83,0
79,2
81,7
82,3
82,5
83,8
84,0
83,9
85,8
85,8
85,0
15,2
•14,5
14,0
14,2
14,3
14,6
15,8
16,0
16,0
17,0
14,7
12,9
13,2
13,2
13,1
13,7
14,3
14,2
14,2
15,0
8,1
7,8
7,2
6,4
5,7
4,8
3,6
3,0
-
-
6,1
5,4
4,5
4,3
3,1
2,3
1.8
-
-
-
Обыкновенные черноземы (л = 26)
0-10 42,6 9,7 2,3 54,6 96 78,0 17,8 4,2
10-20 40,4 7,8 2,0 50,2 96 80,4 15,5 4,1
20-30 39,9 6,7 1,8 48,4 96 82,4 13,9 3,7
30-40 37,8 6,5 1,5 45,8 97 82,5 14,2 3,3

Таблица 21 (окончание)
Глубина, см
Са*
Mg2* Н+* Сумма
мг-зкв/100 г
V, %
С**
Mi*
Н+*
% от суммы
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
*Н+
**V-
32,7
30,3
27,7
26,7
22,4
21,9
5,8
5,9
5,7
5,2
4,8
6,3
- здесь н в следующих
1,0
0,7
-
-
-
-
39,5
36,9
33,4
31,9
27,2
28,2
98
98
100
100
100
100
82,8
82,1
82,9
83,7
82,4
77,7
таблицах водород гидролитической
степень насыщенности почв основаниями
14,7
16,0
17,1
16,3
17,6
22,3
кислотности.
2,5
1,9
-
-
-
-
органического вещества и илистой фракции в этом ряду [10, 19, 389].
В составе обменных катионов в указанном направлении наблюдается
закономерное нарастание количества обменных кальция и магния и
незначительно - обменного натрия и снижение количества поглощенного
водорода.
Рассматривая соотношение поглощенных катионов в составе ППК,
можно отметить некоторые изменения указанных закономерностей
в профильном распределении и в анализируемом ряду.
В профиле всех исследуемых подтипов черноземов в составе ППК
доля кальция с глубиной нарастает, а магния несколько снижается до
середины гумусовой толщи и затем вновь нарастает, достигая
абсолютного максимума в подгумусовой толще. Доля поглощенного
водорода (гидролитической кислотности) в профиле черноземов закономерно
снижается, причем градиент изменения его с глубиной значительно
выше, чем у других катионов [10, 19, 337]. Среди рассматриваемых
подтипов наибольшая доля кальция и меньшая доля магния отмечается
у черноземов типичных.
К северу и югу от типичных черноземов доля кальция в составе
ППК заметно снижается, а процент магния увеличивается, в
особенности, у южных подтипов. Указанный характер изменений
соотношения обменных катионов кальция и магния, видимо, обусловлен
различиями в растворимости их солей, в условиях их миграции и
осаждения, в прочности связи с ППК, а также изменением водного режима
почв.
Таким образом, целинные черноземы характеризуются высокой
емкостью катионного обмена и степенью насыщенности ППК
основаниями. В ППК основную долю занимают ионы кальция и значительно
меньшую (примерно в 5 раз) ионы магния. Наименьший процент среди
обменных катионов приходится на ионы водорода. Вниз по профилю
емкость катионного обмена, содержание обменных катионов кальция,
магния, натрия, водорода в целом снижается, а степень насыщенности
основаниями возрастает.

В ряду исследуемых подтипов от оподзоленных к обыкновенным
черноземам наблюдается увеличение емкости поглощения, степени
насыщенности основаниями, абсолютного содержания кальция и магния и
уменьшение количества поглощенного водорода. В соотношении между
катионами ППК в исследуемом ряду подтипов наблюдается
закономерное сужение соотношения кальция и магния к северу и югу от
типичных черноземов, а также некоторое уменьшение этой величины в
верхней и нижней частях почвенного профиля. Отмеченные
особенности в составе и соотношении обменных катионов в ППК исследуемых
подтипов проявляют коррелятивную связь с характером изменения их
водного режима.
СОСТОЯНИЕ ППК ПАХОТНЫХ ЧЕРНОЗЕМОВ
Распашка целинных черноземов и длительное
сельскохозяйственное использование их сопровождается трансформацией ППК [208, 209,
277]. Прежде всего в пахотных черноземах отмечается снижение
емкости катионного обмена примерно на 5-9% (табл. 22). При этом
снижение указанной величины характерно лишь для пахотного
горизонта. В нижней части почвенного профиля наблюдается даже
некоторое относительное увеличение емкости катионного обмена.
Исключением являются оподзоленные черноземы, у которых снижение ЕКО
отмечается почти во всей гумусовой толще, хотя проявление этой
особенности с глубиной заметно ослабевает. Причиной снижения емкости
катионного обмена является снижение содержания органического
вещества и некоторое уменьшение содержания илистой фракции в пахотных
черноземах. Неравномерность и неоднозначность изменения ЕКО в
профиле почв, очевидно, также обусловлена соответствующим
(неоднозначным) изменением в нем содержания гумуса и илистой фракции
вследствие усиления миграционных процессов, приводящих к
перераспределению указанных компонентов в пахотных черноземах.
Наряду с изменением емкости катионного обмена в черноземах
пашни наблюдается снижение количества обменных кальция и магния
в пахотном горизонте на 4-30%. В подпахотной толще снижение в
ППК кальция и магния существенно меньше, в особенности у южных
подтипов, что обусловлено, по-видимому, различной буферностью
подтипов к антропогенным воздействиям, а также ослаблением влияния
последнего на почву с глубиной. Определенное влияние оказывает
также внутрипрофильное перераспределение данных катионов.
Потери кальция и магния в ППК пахотных черноземов неадекватны и в
целом более выражены для магния, что обусловлено, по-видимому,
наблюдаемым подкислением почвы, приводящим к усилению
подвижности кальция и в наибольшей степени - магния [381, 391].
В рассматриваемом ряду подтипов количественные изменения
обменных кальция и магния также неодинаковы. Наибольшие потери
кальция отмечаются у оподзоленных черноземов (около 9%). К
обыкновенным черноземам потери кальция снижаются до 4%. В то же время

-СП О оо |> — СЛ ЧО т?
vO vO 1П (S (S « Г> *0
ю ht « га q a m м
CN (N CS (N M* W W «Л
I I I I I I
CS^ —^ -^ 0_ —i O^ C^ t-^ «П -^
ri e*f —^ m" m" -nf »n" \o in i>
л i4^ о oo « q о n ^ n
m" m' m n n n" n n* ^ уэ
"1 ^ " fi °°. " ^ °l °°. 4
« —* n ^" 'f Tf г-.* о oC rf
«л \q oo o^ ел — г- os_ vo r-
**t Tt" rf rf in o\ oC —<* vo" m"
II
88
s
s
<2?
i
'СЛ, ГП, О (-£ V\ vC», CO *-<, f*T. OO
чсГ чсГ чсГ сТ о м *o in n -
1Л^ОММ-1?\1ЛОЮ1Л
q oo r^ ~t-rr"i "4. ^ ^ *""I.
^(/^(пт^с^о-!^-""""'-^
I
•Л -* M Ф « (S ^
1П "Л 1Л i? "t П N
I I I I 1 I f I
«П Tt О <Ч О О О
rf Tt rf rf rf rf Tt
(S Ю Ю
Tt* ГО* ГО
^OTtc^.— v0r00s_wr-^O
in in »n v{ 't "t tn <n n rf
б
4, "". ^ °^, °°. ^l m, ^ 4 9;
ю" vo vo rn cs *- d oT oo со
rtoo^oo^tJOOs^Tj^Os^T^Os^in^
(N^OoCcxJOOinincno"
О О О О
3223
s
a t~ ю о>о
о о ci i j*
*Л VO Г~ OO О

o°oooooooo oooooooooo
Ы t>J OO ©N> -О -О О *^Э —•
w Ъ ы ">j >w 1- to *s) — a
V V t- V *-si oo u "-~j Ь
UK U>
"-U О '
LA U> t-ft t-ft G> Ul Q\
О V Сч ^ О 43 О
К) К) ы "*. ы "ч *м о о *•
© о
1л tp*.
оооооооо
и11лии1л^Ъ>и»Ъ|
oooooooooo
;_- 1- to *— То w ы ~ы s> То
о
СИ
— — м ы ы
%. Ъо — К) V
- - ■- W ы у ы
"»- V к. *н- Ь о "ы
to bJ ы ы
ОС ОС W vl
*ь- Ь\ V О
£
A Ov — ОС -J W
чэ р jo а № о о w у
1
1 8
о "—
ООССООООООООССССОО
дыЫыюыюы
-OOtOWUi-UOw
ОООООООООООООООООООО
UO\4b.^WWW — — —
Ь О Ы V Ю 1л 1л U1 ы —
УЗ <1 Ы Ы Ы Ы JO N>J° —
*>. W W W - ■— >— — *~ *-*
Т—Vi'ifc'tooocvbo'ifc'ifct/i
оо^сл^ы-юо-О
о о о о о о о о о о
ы w 1л ы U In bi In ui V
I I i
JO JO W
T— оо t—
jU ** -U Jb
О w C\ oo
I .— w w
ЧО "»— OQ
4i. yi pi On vj
V w Ь и о

снижение количества обменного магния в наибольшей степени
проявляется у обыкновенных черноземов (около 30%) и в меньшей степени
у оподзоленных (около 20%). Последнее связано, вероятно, с исходно
ббльшей долей обменного магния в ППК обыкновенных черноземов по
сравнению с оподзоленными, а также с тем, что при подкислении почвы
внедрение ионов водорода в ППК в первую очередь происходит за счет
вытеснения более подвижного иона магния [224].
Наряду с указанными изменениями в ППК пахотных черноземов
происходит увеличение доли поглощенного водорода в составе
обменных катионов. Причем поглощенный водород в пахотных черноземах
отмечается в более глубоких слоях почвенного профиля по сравнению
с целинными. То есть в нижних горизонтах пахотных почв, несмотря
на отсутствие существенных изменений в емкости катионного обмена,
наблюдается возрастание ненасыщенности ППК.
Повышение гидролитической кислотности в пахотных черноземах
обусловлено, по нашему мнению и по данным других исследователей
[106, 381, 391], систематическим внесением физиологически кислых
минеральных удобрений, отрицательным балансом в круговороте кальция
и, соответственно, некоторой недоусредненностью образующихся
гумусовых кислот, а также повышением интенсивности миграционных
процессов, приводящих к обеднению верхней части почвенной толщи
свободными карбонатами [10,224].
Анализ изменения величины гидролитической кислотности по
подтипам исследуемых черноземов показал, что наибольшее ее увеличение
отмечается у оподзоленных черноземов. К южным подтипам
возрастание водорода гидролитической кислотности в ППК при распашке
снижается, достигая минимума в обыкновенных черноземах. Данное
обстоятельство, видимо, обусловлено близостью залегания
карбонатного горизонта в обыкновенных черноземах и усилением пульсационно-
миграционных процессов. Вследствие этого у южных подтипов пульса-
ционно-миграционные процессы свободных карбонатов захватывают
поверхностные слои почвы, повышая при этом насыщенность ППК
ионами кальция [43].
При длительном сельскохозяйственном использовании черноземов
в составе ППК южных подтипов проявляется небольшое нарастание
количества обменного натрия. Причина заключается в том, что в
пахотных черноземах баланс натрия в круговороте веществ сдвигается
в положительную сторону за счет внесения его с удобрением, в
особенности в южных подтипах.
Анализ соотношения обменных катионов показал, что в пахотных
черноземах, особенно в верхних горизонтах, происходит возрастание
величины отношения кальция к магнию до 6:1, 7:1 против 5:1 у
целинных черноземов вследствие, как уже отмечалось, вытеснения
обменного магния водородом при подкислении почвенной среды. Доля
последнего в пахотном горизонте северных подтипов даже превышает
долю магния в составе обменных катионов. Доля кальция у
большинства подтипов черноземов в пахотном горизонте так же, как и магния,

снижается, а доля поглощенного водорода, как уже отмечалось,
возрастает по сравнению с целинными черноземами.
Исключением являются обыкновенные черноземы, где доля
кальция в пахотном горизонте даже несколько возрастает. Последнее, по
нашему мнению, обусловлено, с одной стороны, усилением, как уже
говорилось, пульсационно-миграционных процессов, охватывающих при
близости залегания к поверхности карбонатного горизонта верхние слои
почв, с другой - существенными потерями здесь магния.
Несмотря на указанные изменения физико-химических свойств,
в пахотных черноземах сохранились основные особенности и
закономерности изменения состава ППК в исследуемом ряду подтипов,
отмеченные для аналогичного ряда целинных черноземов. Это
свидетельствует об относительно высокой устойчивости (буферности) ППК
по сравнению с другими свойствами черноземов.
Таким образом, полученные данные показывают, что длительное
использование черноземов в сельскохозяйственном производстве
сопровождается снижением емкости катионного обмена, возрастанием
степени ненасыщенности почв, уменьшением содержания обменных
кальция и магния, возрастанием гидролитической кислотности и некоторым
увеличением поглощенного натрия у южных подтипов. В составе
обменных катионов доля магния у большинства подтипов снижается,
а доля поглощенного водорода и величина соотношения кальция и
магния возрастает. Отмеченные изменения в составе ППК в наибольшей
степени проявляются у северных подтипов н ослабевают к южным.
Адекватно степени изменения ППК в рассматриваемом ряду подтипов
меняется их устойчивость к антропогенным воздействиям.
ВЛИЯНИЕ ОРОШЕНИЯ
НА ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ЧЕРНОЗЕМОВ
Для оценки изменения физико-химических свойств черноземов при
орошении нами была использована методика "парных разрезов"
(орошение - богара). Однако для повышения достоверности полученных
результатов мы и в данном случае сохранили метод усреднения
больших выборок. То есть, на рядом расположенных орошаемом и
неорошаемом участках на одной почвенной разновидности закладывались
серии разрезов (по 60 штук), охватывающих известную анизотропность
почвенного покрова.
Необходимость использования данного подхода была продиктована
невозможностью использования метода усреднения данных по всей
территории центра Русской равнины, положенного нами в основу при
анализе целинных и пахотных неорошаемых черноземов. Орошение на
данной территории не имеет широкого распространения, проводится
локально на небольших по площади участках, а также характеризуется
большим варьированием факторов, определяющих степень влияния
орошения на почвы (качество воды, срок орошения и др.). Поэтому для

получения объективных данных необходимо сочетание
индивидуального подхода и усреднения в его рамках по большой выборке. Кроме
того, орошение, являясь мощным фактором воздействия на почву,
позволяет проследить динамику изменения свойств за фиксированный
промежуток времени.
Все это в совокупности (интенсивность воздействующего фактора
и высокая пространственная неоднородность результатов) обусловили
необходимость изучения не только выборочных средних, но и
варьирования, как показателя устойчивости явления.
В соответствии с изложенным изучение изменения
физико-химических свойств почв при орошении проводилось нами в пределах одной
почвенной разновидности черноземов типичных одновременно на трех
участках: неорошаемом (контроле) и орошаемых 5 и 13 лет.
Обменные основания почвы. Результаты изучения
физико-химических свойств и их пространственных изменений показали, что
исследуемые почвы характеризуются типичными признаками, присущими
черноземам данной подзоны, и определенными вариационно-статистическими
показателями (табл. 23).
На неорошаемом участке среднее содержание обменного Са в
слоях 0-10 и 10-20 см составляет около 35 мг-экв/100 г с
коэффициентами вариации его 4,3 и 4% соответственно. Слабое варьирование
данного иона в верхней части пахотного слоя обусловлено, по нашему
мнению, также невысоким варьированием гумуса в этом горизонте.
Тесную взаимосвязь обменного кальция и гумуса отмечают многие
исследователи [81, 122, 129]. Д.С. Орлов [224], раскрывая сущность
данного явления, указывает, что в почвах с содержанием гумуса 5-6%
до 60% емкости катионного обмена определяется органическим
веществом почвы. Невысокая пестрота в содержании Са в ППК пахотного
слоя в большей степени связана с антропогенным фактором. Ежегодная
вспашка нивелирует неоднородность почвенных свойств [67, 310, 366,
369].
Глубже по профилю, в слое 20-30 см, варьирование содержания
обменного кальция увеличивается почти в 2 раза, по сравнению со
слоем 0-20 см. Широкий диапазон колебаний в ППК кальция в нижней
части пахотного слоя, видимо, обусловлен в среднем неглубоким, но
очень неравномерным залеганием карбонатного горизонта и наличием
интенсивных пульсационно-миграционных процессов свободных
карбонатов. Это, в особенности в летний период, при преобладании
восходящих токов почвенных растворов, видимо, объясняет неоднородность
насыщения кальцием ППК в слое 20-30 см, являющимся граничным
для зоны влияния этих процессов.
По профилю в пределах горизонтов А и АВ величина V
изменяется незначительно с тенденцией слабого нарастания. Затем в подгумусо-
вой толще наблюдается существенное, почти в 2 раза, увеличение
неоднородности в содержании обменного кальция. Причина этого,
очевидно, не может быть связана с неоднородностью его концентрации
в почвенном растворе, поскольку последний находится в этих слоях в

о
X
о
g!
м :
.0
ж
X
о
5
ю
о
к
S
X
N
в" «1
« у
ВС =
о 5
ja
а х
л з-
х s
а с
ев Я
ЕС f-
О X
Я «в
и 5
S" О
S X
в §■
ж
в;
У
«!
Я
О
о
U
к
t;
ь
Ста
5
«'
X
ж
\о
ъ
L.
#
^
05
С
Е
Я
в
Я
«ч
с
en О^ ЧО CS — О -t CS ГП ON
xt ■*" h>* Ч) со oo О oo о f*
оо~-тоо©000-«*Г-
«л ^ vo_ о Nq ^ on, c^l no vo,
—" -^ fS* fs" fS OJ *s" fS N ^"
О en <Л >П О 00 О № О, 0_
en" <N cn" oo" К <t xf n —* —*"
pencn^»nQqO_inwrn_fnen
oC со ce h>" vo xf xf a oC oo
menenenmenmcNirNen
^.-«OenNOpr-ONOO^oq
v' n el м fn ю ts -* n (N
tJ- no О \D rt fS
Г- no no SO no Г-
©" o' o* o* o" o"
о о о о
oo oo^ oo > со о Г; ^ q q
w en (n* m m n m m" en m
oooor-coommenviv)
no" чо so nO* no* irT «o «л* «n *t
б
oo ч* г- •«• —. oo oo -* —. "%,
- n « f^ m л N n \q ^
о" о" о" о* о* о* о о" о" ■*
ОоОООООООО\Г"-Г--Г--Г>-
—<_ о о о^ о о о. о р. о.
о* о' о" о* о" о" о" о* о" о"
СЛС^ЧОГЛиПЧОСПСЧГ^-ЧО
oooooooooo
oooooooooo
о о* о* о' о" о" о" о* о* о"
о о р о^ о, о о о о о
о" о" о" о" о" о* о" о* о" о"
8-Й
I M
io g
о я
Os rt ■* ЧО О
ЧО 00 ЧО 0\
<Ч °. °. °! f";
и-Г tn ю ^t" rf
^ rf ГП N -
■* те" те" те* те"
о* о" о" о" о" о" о* о" о" о
oooooooooo
<Аоо2о2о2оо
— c4c*i-<tm4or-0OO4
ooooooooo
oooooooooo
s 3
й я s
о З о
а я^
о .,
•I I
£ о
el
И
"* X w
U «H
4> 4> «Э
a e-|
s й S
>£ jS и
" ± ID
3 x
о а
m
ii to
и л
u
a
3222222223 2223222223
X
s
x s
0.-9- «
x *
u> cd
-МСП^1ЛЛМЙФ
— fSmrf-w-iNOccooN

состоянии насыщения кальцием и, скорее, обусловлена профильным
изменением пространственной неоднородности гумуса в этой толще.
Наглядное представление о характере пестроты исследуемых
показателей в почве неорошаемого участка дает рис. 3, где распределение
содержания обменного кальция дано отдельно по каждому
10-сантиметровому слою почвенного профиля. Для изображения пестроты весь
интервал колебаний обменного кальция в профиле типичного чернозема
условно разделили на шесть классов с шагом 5 мг-экв. Как видно из
рисунка, в двух верхних слоях (0-10 и 10-20 см) преобладающим,
фоновым содержанием Са в ППК является 30-40 мг-экв/100 г. Ниже по
профилю пятнистость содержания обменного кальция несколько
увеличивается. Так, на глубине 20-30 см в пределах изучаемой площади
одновременно выделяется четыре количественных уровня обменного
кальция - от 20-25 до 35-40 мг-экв/100 г. Соответственно, повышается и
коэффициент варьирования для данного слоя до 7,6%.
Пространственная изменчивость обменного кальция наглядно
прослеживается и в нижележащих слоях почвы.
При сопоставлении пространственного распределения обменного
кальция в последовательных слоях почвы отмечается, в особенности в
верхней половине профиля, наличие вертикально сопряженных зон
повышенного содержания кальция. Это однозначно свидетельствует о
локальном проникновении вглубь факторов, обусловливающих высокую
емкость катионного обмена, в частности, гумуса, соответствующая
неоднородность распределения которого в исследуемой толще подробнее
будет рассмотрена в главе 6.
Значительно большей неоднородностью в пространстве
характеризуется обменный магний. По мнению Орлова Д.С. [224], он является
наиболее мобильным катионом и обладает меньшей прочностью связи с
ППК.
Исследования показали, что, хотя среднее содержание обменного
магния в почве значительно меньше, чем Са2+, пространственная
неоднородность его содержания в составе ППК в верхнем слое почти
в 3,5 раза выше, чем у Са2+.
Наибольший коэффициент варьирования Mg2+ в Апах приурочен
к самому верхнему слою 0-10 см и затем снижается до минимума в
нижнем слое 20-30 см. Тогда как профильное изменение
пространственного варьирования Са2+ в пахотной толще имело обратный характер.
Отмеченное несоответствие наблюдается и в нижележащих слоях в
пределах всей гумусовой толщи. Это свидетельствует о том, что
варьирование Mg2+ в меньшей степени связано с профильным изменением
ЕКО и соответствующими изменениями варьирования гумуса, которые
в основном определяют неоднородность Са2+ и вызывается другими
причинами.
По нашему мнению, варьирование Mg2+, очевидно, связано с
относительно большей его подвижностью и пространственной
изменчивостью факторов, которые ее обусловливают, в частности,
неоднородностью гидрологического режима. В исследуемых почвах метровая тол-

о-ю
10-20
za-зо
jo-ko
% 1)0-50
f
50-SO
60-70
70-00
80-90
90-100
Рис. З. Пространственное варьирование содержания обменного Са2+ в
профиле типичных неорошаемых черноземов
Изолинии содержания Са2+, мг-экв

ща является горизонтом интенсивного ежегодного промачивания, что и
объясняет, по-видимому, соответствующее изменение величины в
данной части профиля.
В нижележащих слоях почвы профильное изменение варьирования
Mg2+ сходно с таковым для Са2+. Однако значения V у Mg2+ остаются
по-прежнему выше, чем у Са2+. На большую вариабельность обменного
Mg2+ по сравнению с Са2+ (не вскрывая причин этого явления)
указывают также в своих работах И.В. Забоева, Г.В. Русанова [122],
В.Ф. Иванов [129], В.Ф. Вальков [81] и др.
Количество натрия в почвенном поглощающем комплексе почв
неорошаемого контрольного участка невелико и в среднем составляет
0,1-0,3 мг-экв/100 г. В пространстве он характеризуется наибольшей
среди оснований неоднородностью (V = 30-40%) и наименьшим
профильным изменением данной величины. В самой нижней части
исследуемой толщи величина V несколько возрастает, хотя существенно
меньше, чем отмечалось для Са2+ и Mg2+. Это свидетельствует о
высокой его мобильности относительно ППК и определенной связи с
гидрологическим режимом почв.
Таким образом, проведенный анализ показывает, что содержание
обменных катионов и, соответственно, ЕКО в черноземах
неорошаемых характеризуется существенной пространственной изменчивостью
(от 4 до 40%), близкой к таковой на подзональном уровне [102, ПО,
175, 310].
Степень варьирования положительно коррелирует с миграционной
способностью исследуемых ионов, которые располагаются в
следующий возрастающий ряд: Са < Mg < Na. Профильное изменение
коэффициента варьирования у них в основном идентично и характеризуется
минимальными значениями в пахотном слое, небольшими в гумусовом
горизонте и максимальными - в подгумусовой толще.
Пространственная изменчивость их содержания определяется комплексом факторов.
Коэффициент V Са2+ тесно коррелирует с V гумуса. На варьирование
других элементов значимое влияние оказывает пространственная
неоднородность гидрологического режима почв. Степень влияния
последнего в ряду обменных катионов нарастает от Са2+ к Na+.
Мощным фактором изменений почвенных процессов является
орошение. Оно в значительной степени воздействует на состояние
почвенного поглощающего комплекса, а также изменяет пространственную
неоднородность содержания обменных катионов в почве [261, 262, 280].
Анализ состояния ППК почв разного срока орошения показал, что
при малых сроках орошения (5 лет) содержание Са2+ в верхней
полуметровой толще изменяется незначительно, можно лишь отметить
слабую тенденцию увеличения его содержания в отдельных
10-сантиметровых слоях рассматриваемой толщи (табл. 24).
Более существенны изменения содержания кальция в ППК в этом
случае во второй половине гумусовой толщи, где отмечается
возрастание среднего содержания обменного Са2+ на 1-1,5 мг-экв/100 г с
абсолютным максимумом на глубине 60-70 см. При более длительном сроке

я s
ЧО OO —J Q\ 1Л Ja.
VOCO-Jt^UiAWtO-
о
s
я
•о
s
s
и
X
s
?????????? ?????????? ??f?f?t'^^^
~-40QO-OCT\(-A.b.U)bJ~- N-*O004l4\Lni.WW- -ЮО0ч1СЛи^ЫМ-
OOOOOOOOOO — — — — — — — — — — __________
о
ooooooooo
о
ooooooooo
oooooooo
K> U> K> "U V 4* Ъ\ "О
4a.CT\OWO~-JO>0
p о p p p p p p
о о о о о о о о
V Ьл "О "--J "-4 "чО О "*-
OOOOOOOO 5*
То V- К» "— "— "— "— — J-*
UisOWOO-jNiOyvO
ui сьс^Рг'^-.^'-^У'Я^
t— "-* "*-* из t-Л V "~J| 00 V "-—
•v
о
оо
00
о
U\
00
о
4^
U\
О
W
00
о
■Й.
■-
о
U3
U3
о
U)
о
о
KJ
~4
я
о о о о о
V 1л 4а. Ъ\ Vl
О О О
00 ОО 00
OOOOOOOO
"_- "— « *— То То V 4а.
р р О р р р О О
О О О О "*-* О О »~*
OOOOs4VO"-.v5nJO
w р у» ро ^i чо JO 0"\
*w оо Ъ *•« Ь> "»-* 1л *ч1
4a.LnLn4a.ChOOO
1л То to 1л о о о о
— О О О _—* „— т* „►—
1л Vi оо "~~J 1л 1л 1л 1л
"*- О W m |j w Ь 4*.
OW^vO'-'-'OOLn
W W W W W W Ы
00 О — 4^- 4a. ^-4 Ю
vi b In 1л и 1л о
4^. из 4^.
О ЧО О
1л о и
WWWtOWWN>WUJU>
_— yt ^- ^ „С\ W 00 00 _— j—
О *ui оо о и* и» 1л 1л 1л 1л
wwwwwwtoww
4а. 1л Ш Ь Ь\ Ы К) - Ъ
t Ul J
оо 1о О NO W чо ~~*1 1л
W Ю vo 41
То !л То чо
оо ~j а и о
"— о 1л Хо То
га
А
о
■а
в
о
и
СП
2
BJ
X
-а
S
a
s
л
X
Е
j<
о
■а
о
Е
BJ
СП
2
сг
><
Ul
a
<?
н
3
"1
О
-а
S3
-а
s
3
SS
£
а>
о
я
S
a
BJ
3
в
Е
Д
о
о
3=3
а>
•а
S»
3
S
a
О
2
а>
в
в
sr
><
. н
S
| О
> в
о
га

п Я s
* ° в
я
я 2
си
а
то
N ■
В о а
с» в ^
Я' Я "О
w с
х я
о "а
н о
я и
О Р>
о
а
Я
си
1
о
"О
S
U
о
S4J
^ *»й!
« ТО
w о
Е3
о и
о "В
ш
■^ а
то w
о в
л 5
я ^
N S
то л>
§*
то
а
•ТЭ О
Р Я
„ я
то то
£ я
К w
S
то
Ж
» Е
о нч
Sa .fi
„ "в
то ta
о S
О v;
то w
Н О
О 13
н то
я
то
я«
а
то
a
я
я
я
о
ТО К<
я и
В!
и о
rs w Q
8 "а *
я й
Р5 С\
я
а
о
то
S
О
S
•а
о м
£"<
2 и
Я о
Ы1
VOOOsJOLfl^WW-
vOOO>4№Ui*.WW-
4O00~~JCh<-^^Ui|4>
??Z?1?T??? ?????????? f?????????
П
s
я
ТЭ
a
S
о о о о о
ооооооооо
ооооооооо
о о о р о р о о о о
*w ы *w ы *w *w u *w V V
«*J ON -4 4* ON 0> 4* OO Ы -О
о о о о о
UiOJ4*.4*.U>4*.4^Lft(-A4*.
I*! "оо — ^- "чо to *ON »— ^— Хо
ON j-J ро ^О — j^O U) U» 4ь 4*
VtoV^O^O^J^-LftoV
в
OOOOOOOOOO з,,
u> to w to n> to "*- **-. t— ~^- S»
- — *-—-** — ' U, OO «
oo (Л oo *.
В
P P О О О р О О О О
'^ In V ы w w to to к> uj
ооооочооочо-ои>4^0
OOOOOOOOOO
on vo oo on oo Ь bs Ъ "о "чо
о о о p p о о о о о
to N> to to to to to N> Ui UJ
oooooooooo
W Ui W W Ю ~ — WWW
^ OO УЭ U Ul (> <1 ON Jb. -
Ь уэ "-J bi b -J Ь w *~j o>
On 1Л СЛ 0> ON О
О Ы n) «J «J n1
OS %l n1 ON
%l 1л 1ft In
U\ ЬО Ы U\
^. W Ы W Ы
O^O 00 4JOO-J
о 1л to о V* V>
W to w >— — — w w w to
w w b w u ui w b w w
4*. 4*. 4* *■ IA О О >- M W
"•О 'О Nl *-4 Ul b Nl U W О
*- io to io jo to — ~ j— w
W W OO \J OO *«-
ON 00 О W W UA
•«IxiNlNlvlNjLnUiLnOv
|4>000N4000-04xO-0^0
Ы Lft
4* О
4*. W ON и- OJ W
О oo w W Lft ил
ra
.r
ернозема
H
s
я
s
л
3
tr
X
орош
аем
E
X
„_»
Ы
tl
TO
H
2
?
w
«
и
о
о
-1
n
H
атистичес
w
s
TO
tJ
и
X
X
с
то
содер
жан
S
а
О
га
S
X
X
в-
X
я
S»
н
S
о
о
га

С увеличением срока орошения происходит снижение данного
показателя во всей исследуемой толще, в том числе и в слоях 30-40 см и
0-20 см, хотя в последнем в меньшей степени. При этом сглаживаются
различия величин коэффициентов варьирования в слоях почвенного
профиля. Все это в совокупности свидетельствует о наличии процесса,
приводящего к перераспределению и выравниванию среднего
содержания обменного Са2+ в профиле и уменьшению величины и профильных
изменений коэффициента его варьирования.
Отмеченная динамика вариационно-статистических показателей
содержания обменного Са2+ в различных частях профиля черноземов в
зависимости от длительности орошения, скорее всего, обусловлена
известным увеличением миграционной подвижности гумуса и его
перераспределением в профиле. Последнее приводит к соответствующему
изменению ЕКО и содержания обменного Са2+ в почве. Некоторое
увеличение вариабельности содержания обменного Са2+ в верхней части
профиля может быть также связано с увеличением интенсивности и
мощности слоя пульсационно-миграционных процессов свободных
карбонатов на первых этапах орошения.
Обменный магний в составе ППК черноземов на разных этапах их
орошения ведет себя неоднозначно (см. табл. 24 и 25). Вначале (5 лет
орошения) наблюдается значительное, примерно в 1,5 раза,
уменьшение во всех слоях метровой толщи среднего содержания
обменного магния. Затем (13 лет орошения) количество магния возрастает
почти до уровня неорошаемых почв, в особенности в верхней части
профиля. При этом соответствующие изменения коэффициента
варьирования обменного магния имеют обратный характер. На первом этапе
величина V резко возрастает (в 3-4 раза), затем, после 13 лет
орошения, снижается, но остается на более высоком уровне, чем в
неорошаемых почвах. При этом наибольшее снижение величины V
отмечается в верхней части и меньшее - в нижней, т.е. при
длительном орошении возрастает дифференциация профиля по данному
показателю.
Отмеченная повышенная динамичность обменного магния при
орошении, видимо, связана с меньшей прочностью связи его с ППК и
большей его подвижностью (по сравнению с Са2+). Это и приводит к
значительному уменьшению обменного магния в гумусовой толще и
увеличению его пространственной неоднородности на первых этапах
орошения.
В последующем, при опускании верхней границы свободных
карбонатов и выносе Са в составе мигрирующих органоминеральных
соединений, происходит уменьшение доли обменного Са2+ и
соответствующее увеличение доли магния в ППК. Подобные изменения
наблюдаются в ряду целинных черноземов от типичных к северным
подтипам, что указывалось нами ранее. Увеличение содержания магния
в ППК и вынос Са при десятилетних и больших сроках орошения
также отмечают в своих натурных и модельных экспериментах СА.
Николаева, СЮ. Розов [213, 214].

Наиболее ярко среди обменных катионов проявляются изменения в
содержании обменного натрия. При орошении черноземов в течение
5 лет наблюдается существенное возрастание его количества в про-
*филе почв, причем неравномерно: в 4 раза - в верхней части ив 1,5-
2 раза - в нижней части, что приводит к соответствующей
дифференциации профиля по его количеству.
Наряду с динамикой среднего содержания натрия орошение
вызывает изменения его пространственной неоднородности, которые по
своему направлению имеют обратный характер. Величина V на
начальных этапах орошения заметно снижается, в особенности в верхней
части профиля (почти в 2 раза), затем возрастает в верхних горизонтах
и мало изменяется в нижележащей толще, т.е. в конечном итоге
происходит выравнивание показателя варьирования (V) в профиле
орошаемых почв, но на более низком уровне, чем у неорошаемых черноземов.
Рассмотренные выше особенности изменения содержания
обменного натрия и его пространственного варьирования при орошении
можно объяснить несколькими причинами. Во-первых, исходно очень малым
(меньше, чем в оросительной воде) количеством его в почве до
орошения. Вследствие этого сразу же на первых этапах орошения
наблюдается, в особенности в верхней части профиля, значительное
увеличение обменного натрия и соответствующее уменьшение его
коэффициента варьирования. В последующем, при более длительном
сроке орошения и нарастании гумидизации гидрологического режима, в
балансе натрия приходная статья выравнивается с его выносом, и в
почве в целом происходит более равномерное распределение обменного
натрия и стабилизация коэффициента его варьирования в профиле на
определенном уровне.
Поглощенный водород гидролитической кислотности. Одним из
наиболее важных показателей состояния ППК черноземов является
содержание в нем поглощенного водорода. Результаты наших
исследований показали (табл. 26), что в верхнем горизонте неорошаемых
почв в слое 0-10 см содержание поглощенного водорода невысокое и в
среднем составляет 1,8 мг-экв/100 г. В то же время в пределах ЭПА
эта величина изменяется от 0 (полного насыщения ППК основаниями)
до 4,6 мг-экв/100 г, а коэффициент вариации составляет около 80%.
Ниже по профилю даже в пределах толщи пахотного горизонта на
глубинах 10-20 и 20-30 см содержание поглощенного водорода постепенно
и закономерно снижается, а коэффициент изменчивости,
соответственно, возрастает, достигая в нижней части пахотного горизонта ~ 100%.
Снижение поглощенного водорода по слоям внутри относительно
однородной пахотной толщи обусловлено, очевидно, как уже
отмечалось, развивающимися в летний период восходящими миграционными
токами растворов, переносящими гидрокарбонат Са в пахотный
горизонт. В нижележащей толще почвы среднее количество водорода
монотонно убывает с глубиной.
Наибольший интерес вызывают профильные изменения
предельных значений этой величины, а именно: наличие в пределах элементар-

\0 OO s) Ov W -t»
О OO -J Os LO 4^
VOOOslO>W^UIO-
OOOOOOOOOO oooooooooo oooooooooo
-^OOnJ(?\Ui4wW- -OOONl^yi-KwW- »ЮО0ч)1>1П^ЫЫ-
o
s
a
ТЭ
я
ooooooooo
oooooooooo
ooooooooo
oooooooooo
О О О — —'"— tO Ы Ы Ы
V сь Vi о % "о t— о V w
о о о о p p p p p p
JO Ui jjJ .&• -Рь W 4* Ul -f^y»
si lO Vj О О "-J Ъ\ To \0 OO
oooooooooo
о о ~ — — — ^— — — —
~0 *vO О "— To k> '^ t*i "— *—
\00\№00-O1---JO
oooooooooo
0 -P .P ° .Г- Г- Г*
"*W W 1ft OO "- *4^> Ю
W U> OJ
о To о
о
эоша
о
2.
т
о
о
«J
К)
U\
О
о
4J
ы
■й.
о
н—
S3
-J
о
W
l*J
4*
О
*-
4*
О
О
t-л
w
4J
0
~J
4*.
Ui
О
43
o>
—
О
~J
Ov
4*
О
o>
c\
|4>
I
000000 — — — »—
To V *o сь "si \o *— *4^ b> 00
© p p p p p p p p p
00ljJUUiyiO\s)000O0O
1
oooooooooo
OOOO — — — — "-'*'
lit "sj OO *vO О "- W V W V>
\0 C\ Ui —* 42
о ^o о w p
To о V) О О ui 00
ON -й- W W
Q\ Ы 4^ Ы
-slUiWOKJsl^^
UJ— 00 4*. -£ N> — -4 ©
4*
О
|4j4k~jvO — lvi-J~J
u> j-n ty\ ui 4». 4». 4* jP>> ^ jP>>
w о "p> b 00 00 "ел о* Ь ф
oooooooooo
О *— "- "- Ig I) 1> 4k 1>
W[ON)^ — — — «
о;«о»о>*ыо»!^
slWUWUi>--WO>VO
*w '- ig "к- b w Ь "- Ь >о
Ш
■a
X
0
Ы
(11
£
a
X
H
ИПИЧ
Ш
Х1Ч
£
n
и
я
s
n
H
SJ
H
s
n
H
я
n>
a
s
tJ
и
и
tr
<n
соде
T)
0
m
s
M
а
о
3
о
Л
я
3
0
"1
0
X
+

равномерностью воздействия пульсационно-миграционных процессов
свободных карбонатов на поверхностные слои почвы.
Менее понятна причина наличия столь высокого, причем абсолютно
максимального в профиле, содержания обменного водорода на глубине
значительно ниже среднего уровня залегания карбонатов в этих
почвах. По нашему мнению, это можно объяснить наличием даже в
пределах ЭПА локальных микрозон глубокого промачивания и,
соответственно, выщелачивания карбонатов. Широкий размах колебаний
абсолютных точечных значений (в пределах ЭПА) водорода
гидрологической кислотности обусловил очень высокие и максимальные среди
поглощенных катионов значения коэффициента вариации исследуемого
признака. Величина V поглощенного водорода составляет, как
указывалось, около 80% в верхнем (0-20 см) слое и увеличивается до 300% на
глубине 90-100 см.
На значительную изменчивость величины гидролитической
кислотности почв в пространстве указывают в своих работах многие авторы
[29, 30, 129]. Ряд же исследователей [137, 310] отмечают, что
вариабельность гидролитической кислотности вниз по почвенному профилю
уменьшается. Полученные нами данные отчетливо свидетельствуют
о том, что высокая пространственная изменчивость данного
показателя, отмеченная для верхних горизонтов, с глубиной не уменьшается,
а сильно возрастает, достигая максимальных величин варьирования
в переходном горизонте ВС на глубине 90-100 см.
Анализируя материал, полученный по орошаемым участкам, можно
отметить, что на первых этапах орошения в типичных черноземах
значительно возрастает величина гидролитической кислотности. Так, ее
средняя величина в верхнем слое почвы увеличивается по сравнению с
богарой почти в 2 раза. Причем такое высокое содержание водорода в
отличие от неорошаемого участка наблюдается во всех трех слоях
пахотной толщи, что свидетельствует об отсутствии влияния
миграционных процессов свободных карбонатов на пахотный горизонт по
причине опускания карбонатного горизонта в условиях орошения.
Другими словами, орошение, снижая в типичных черноземах верхнюю
границу карбонатного горизонта, снижает и зону влияния подвижных
карбонатов на верхнюю часть почвы.
Причиной значительного возрастания величины гидролитической
кислотности в орошаемых черноземах лесостепи, как уже неоднократно
отмечалось в наших работах [345, 359, 361, 362], являются
абсолютные и относительные изменения содержания обменных оснований
в ППК вследствие усиления процесса выщелачивания.
При орошении пресной водой (< 0,5 г/л) в типичных черноземах в
большинстве случаев уменьшается абсолютное содержание обменного
магния и в меньшей степени - обменного кальция. Указанные процессы
сопровождаются внедрением в коллоидный комплекс ионов водорода.
Повышенное содержание обменного водорода может быть также
обусловлено увеличением количества кислых продуктов разложения
растительных остатков и потока корневых выделений растений, продуктив-

ность которых, как известно, при орошении значительно возрастает. В
таких условиях водород корневых выделений может сам активно
внедряться в ППК, вытесняя из него в первую очередь
легкоподвижные катионы, в частности Mg2+.
Следует отметить, что наряду с резким возрастанием в пахотном
горизонте орошаемой почвы средней величины гидролитической
кислотности снижается также степень изменчивости признака. Коэффициент
вариации в слое 0-30 см уменьшается с 80% (на богаре) до 40% в почве
на орошаемом участке (см. табл. 26). Последнее свидетельствует о
значительном возрастании стабильности признака вследствие более
равномерного (по площади) и на большую глубину выщелачивания оснований
в условиях орошения.
В подпахотном слое (30-40 см) описываемых почв количество
поглощенного водорода в ППК также значительно выше, чем на
богаре. Однако в этом слое наблюдается довольно резкое снижение его
до 1,9 мг-экв против 3,0 мг-экв/100 г в предшествующем слое.
Объясняется это, по-видимому, тем, что глубина (30-40 см) является в
данном случае верхней границей поднятия свободных карбонатов, при
которых происходит нейтрализация кислотности и соответствующее
снижение количества водорода в ППК. Возможность влияния пульса-
ционно-миграционных процессов карбонатов на содержание Н+
показывает увеличение коэффициента вариации данного признака почти
в 2 раза.
В нижележащей толще почвенного профиля содержание водорода
постепенно снижается, хотя по абсолютной величине остается заметно
выше, чем в богарных условиях. И лишь с глубины 70-80 см
содержание его становится почти таким же, как на богаре. Последнее, видимо,
обусловлено тем, что на первых этапах воздействие орошения
принятыми для Черноземного центра нормами проявляется на данных
глубинах не столь значительно. Этот факт указывает на то, что даже
непродолжительное (в течение 5 лет) орошение приводит к нарушению
состояния ППК почти во всей гумусовой толще типичных черноземов
(до глубины 70-80 см), проявляющемуся в заметном возрастании
величины гидролитической кислотности.
Весьма важным с теоретической и практической стороны является
вопрос о влиянии длительности орошения на количество поглощенного
водорода в ППК. Результаты наших исследований показали, что в
почвах с 13-летним сроком орошения величина гидролитической
кислотности еще больше возросла по отношению к богаре. Хотя следует
отметить, что более резкое возрастание гидролитической кислотности в
орошаемых почвах наблюдается в первые годы. За 5 лет орошения она
увеличилась в слое 0-30 см с 1,6 до 3,1 мг-экв/100 г. Тогда как в
последующем (с 5 до 13 лет орошения) величина ее повысилась всего
лишь на 0,2 мг-экв/100 г.
При этом заметно снижается коэффициент вариации, что
указывает на однонаправленность процесса возрастания величины
гидролитической кислотности почвы с увеличением срока ее орошения. Обра-

щает на себя внимание и тот факт, что с увеличением срока орошения
с 5 до 13 лет заметное возрастание количества Н+ в ППК наблюдается
по всем глубинам нижележащей толщи. Последнее с большой
достоверностью указывает на то, что если в первые 5 лет орошение значимо
проявляется в основном в верхней части почвы (до 60-70 см), то в
последующем оно охватывает весь метровый слой почвенного профиля,
что сопровождается снижением коэффициента вариации в этой толще.
Таким образом, анализ полученной информации позволяет
заключить, что поглощенный водород в ППК типичных черноземов является
наиболее сильно варьирующей в пространстве величиной. Причем
степень изменчивости его с глубиной почвенного профиля не уменьшается,
а значительно возрастает.
В условиях орошения содержание обменного водорода в ППК
типичных черноземов заметно увеличивается. Увеличение
гидролитической кислотности при этом наблюдается не только в верхнем пахотном
горизонте, но и в нижележащих слоях. Возрастание обменного
водорода при орошении сопровождается снижением степени его
пространственной изменчивости.
Наиболее интенсивно обменный водород увеличивается в ППК в
первые годы орошения. В последующем интенсивность вхождения
водорода в ППК замедляется, однако тенденция к возрастанию его
количества не исчезает, а, судя по коэффициенту вариации, который
снижается параллельно длительности орошения, можно заключить, что
этот процесс имеет стабильный однонаправленный характер.
Резюмируя изложенное выше, можно констатировать следующее.
ППК неорошаемых черноземов характеризуется определенной
пространственной неоднородностью и нестабильностью своего состава.
Пространственная изменчивость содержания катионов в ППК в
основном коррелирует с их подвижностью в почве. По величине
коэффициента варьирования обменные катионы располагаются в ряд: Са <
< Mg < Na < Н.
Орошение черноземов даже пресными водами с минерализацией
0,2-0,3 г/л сульфатно-гидрокарбонатно-кальциево-магниевого состава
оказывает мощное воздействие на состояние их поглощающего
комплекса. '
На первых этапах происходит увеличение нестабильности признака
и усиление дифференциации профиля по величине V при отсутствии
значимых изменений средней величины емкости катионного обмена.
В этот период в составе ППК происходит изменение содержания более
подвижных ионов - снижается количество Mg2+ и возрастает, в
особенности в верхней части профиля, количество Na+ (за счет поступления с
оросительной водой) и поглощенного водорода. Содержание
поглощенного Са2+ в верхней части профиля практически не изменяется и
лишь несколько увеличивается в нижней части гумусовой толщи.
В последующем (к 13 годам орошения) наблюдается
снижение нестабильности исследуемого признака и выравнивание величины V
по профилю, но на более высоком уровне, чем в богарных условиях.

В составе ГШК уменьшается по всему профилю содержание Са2+ и
увеличивается - Mg2+. Количество обменного натрия и водорода
продолжает нарастать, но со значительно меньшей интенсивностью. В
соответствии с этим растет степень ненасыщенности ППК основаниями.
На этом этапе в орошаемых черноземах происходит уменьшение
емкости катионного обмена в верхних слоях почвы и некоторое ее
увеличение в нижележащей толще. Последнее позволяет говорить об
усилении динамичности составляющих компонентов поглощающего
комплекса черноземов, в частности, илистой фракции и гумуса в этих условиях.
При орошении в составе ППК происходит изменение соотношения
катионов. По сравнению с пахотными почвами в ППК орошаемых
черноземов снижается доля Са2+ в верхней толще и возрастает в
нижней. Доля Mg2+ в начальный период орошения несколько
снижается, а в последующем резко возрастает. Доля обменного Na+ также
возрастает, причем наиболее интенсивно на первых этапах орошения.
Аналогично Na+ меняется в ППК орошаемых почв доля поглощенного
водорода.
Наряду с изложенным выше анализ динамики
вариационно-статистических показателей состояния ППК в ряду неорошаемая пашня -
орошаемая 5 лет - орошаемая 13 лет показал что ППК черноземов,
несмотря на известную устойчивость, в условиях орошения подвержен
значительным изменениям. На первых этапах орошения отмечается
всплеск показателя V и нестабильности состояния ППК. По нашему
мнению, это есть период и результат противодействия относительно
сложившегося в богарных условиях квазиравновесного состояния ППК
изменению водного режима.
Среди ионного состава ППК отмечается положительная
корреляция между вариабельностью и миграционной способностью катионов.
При длительном орошении (более 10 лет) происходит трансформация
ППК черноземов, т.е. в его состоянии и составе происходит
однонаправленное, соответствующее фактору гидрологического режима
изменение, и наступает период приближения к некоторому динамическому
равновесию между водным режимом и ППК орошаемых почв. По
направлению эти изменения сходны с таковыми, отмеченными в эволю-
ционно-генетическом ряду от типичных к оподзоленным подтипам
целинных черноземов при гумидизации водного режима.

Глава 5
КАРБОНАТНЫЙ ПРОФИЛЬ ЧЕРНОЗЕМОВ,
ЕГО ОСОБЕННОСТИ И ХАРАКТЕР ЭВОЛЮЦИИ
СТРОЕНИЕ КАРБОНАТНОГО ПРОФИЛЯ
ЦЕЛИННЫХ ЧЕРНОЗЕМОВ
И ЕГО ПОДТИПОВЫЕ ОСОБЕННОСТИ
Карбонатный профиль черноземов является одним из основных
генетических признаков этих почв [43, 71, 153, 242, 243]. В свою
очередь, изменение карбонатно-кальциевого режима - основы черноземо-
образовательного процесса - может служить одной из главных
причин трансформации черноземов [119, 184, 220].
Следовательно, изучение карбонатно-кальциевого режима позволяет понять
сущность процессов, определяющих эволюцию черноземов [372, 374, 375,
386].
Анализ имеющихся данных показывает, что целинные черноземы
характеризуются более высоким содержанием свободных карбонатов.
В верхнем горизонте их количество в рассматриваемом ряду почв
колеблется от 0,02% у оподзоленных до 0,2% у обыкновенных
черноземов. Общей закономерностью поведения карбонатов в профиле почв
является почти равномерное распределение их в верхней части
гумусового слоя, затем резкое возрастание их содержания на границе кар-
бонатно-иллювиального горизонта и вновь относительно равномерное
распределение в карбонатной толще [277].
Таким образом, весь карбонатный профиль черноземов можно
разделить на три основных горизонта, характеризующихся различным
градиентом изменения содержания СаСОэ с глубиной: верхний -
обедненный или горизонт выщелачивания с минимальным содержанием и
величиной градиента изменения количества карбонатов, средний - зона
интенсивного накопления с максимальным градиентом и нижний -
горизонт относительно равномерного накопления с небольшим,
меняющимся градиентом изменения содержания свободных карбонатов с глубиной
(рис. 4). На фоне выделенных общих закономерностей распределения
карбонатов в черноземных почвах у исследуемых подтипов отмечаются
и существенные различия.
Обыкновенные черноземы (переходные к южным) имеют небольшую
мощность элювиальной карбонатной толщи (около 60 см), относительно
растянутый переходный горизонт интенсивного иллювиирования
карбонатов, охватывающий слой 60-100 см, и, наконец, собственно карбонат-

Щкарбанатов, а/о
к В
J 1_ I ■ »
ko.
Лодгоризонт фронтального
Выщелачивания
Повгоршвнт пилкационно-
миграционных протесов
в
10
Горизонт

выщелачивания
Переходный
горизонт
интенси/но-
го аллювии-
реванш
Консерватив-
I но аккумуля-
| тивный
горизонт
Рис. 4. Схема строения карбонатного профиля черноземов
ную, слабодифференцированную толщу (до 3 м) с содержанием СаСОэ
около 6% (рис. 5).
В обыкновенных черноземах Каменной степи к северо-западу от
указанных подтипов кривая распределения карбонатов меняет свой
характер. Мощность горизонта выщелачивания увеличивается до 70 см,
переходный слой уменьшается до 20-25 см, изменяется форма кривой
распределения карбонатов в этом подгоризонте. Переход элювиальной
в собственно карбонатную толщу становится более резким. В
последней появляются зоны элювиирования (выноса) карбонатов, которые
прослеживаются по всей 3-метровой толще. То есть в ее вертикальном
профиле появляются зоны с явными признаками корродированное™,
что отличает эту толщу от таковой переходного к южным подтипам
черноземов, хотя следует подчеркнуть, что общая тенденция
относительно равномерного содержания карбонатов по профилю сохраняется.
В типичных черноземах Стрелецкой степи кривая профильного
распределения карбонатов еще более значимо меняет свой характер.
Наряду с закономерным увеличением горизонта выщелачивания до 100 см

СО^ карбонатов, "h
4 в О 4
"Т 1 1 Г
Рис. 5. Распределение С02 карбонатов в профиле целинных черноземов
Черноземы: а - обыкновенный (переходный к южным), б - обыкновенный, в -
типичный, г - выщелоченный
также однонаправленно уменьшается мощность переходного
горизонта до 20 см, а профиль собственно карбонатной толщи приобретает
резко дифференцированный характер. В ее верхней части
наблюдается зона максимального содержания С02 карбонатов, охватывающая
слой около 20 см. Ниже ее отмечается резкое (примерно на 30%)
снижение количества карбонатов. Затем этот слой сменяется
остаточной зоной "корродирования" (чередование участков выноса и
остаточного накопления) мощностью около 40 см, которая подстилается
мощной толщей с хорошо выраженными признаками элювиирования
карбонатов.
Карбонатный профиль выщелоченных черноземов в
рассматриваемом ряду характеризуется максимальной толщей горизонта
выщелачивания (120-130 см), минимальной толщей переходного горизонта
(примерно 10 см) и относительно упрощенным, сглаженным (размытым)
характером распределения С02 карбонатов в собственно карбонатной
толще, где ниже слоя с абсолютным максимумом содержания (на
глубине 140 см) появляется хорошо выраженная довольно мощная (около
60 см) сглаженная толща элювиирования карбонатов.

В то же время на глубине 200 см, как и у типичных черноземов,
появляется локальный участок вторичного накопления (переотложения)
С02 карбонатов, но в более выраженной форме. По глубине залегания
он совпадает с зоной иллювиирования СаСОэ у оподзоленных
черноземов. Ниже указанного локального "наплыва" наблюдается очень
постепенное, почти пропорциональное снижение количества карбонатов
с глубиной.
Однонаправленное изменение профильного распределения
карбонатов в генетически сопряженном ряду черноземов от обыкновенных
к выщелоченным свидетельствует об однозначности причины
указанного явления. Нарастающая мощность горизонта выщелачивания от
50-60 см у южных подтипов до 120-130 см у выщелоченных, как уже
доказано многими работами, объясняется увеличением гумидности
водного режима почв [43, 71, 154].
В противоположность горизонту выщелачивания мощность
переходного горизонта (интенсивного иллювиирования) уменьшается от
южных к северным подтипам. В этом же направлении изменяется
характер перехода горизонта выщелачивания в собственно
карбонатную толщу от относительно постепенного (плавного) до резкого, почти
"порогового". Относительная растянутость переходного горизонта и
плавность нарастания в нем содержания карбонатов у южных подтипов
связана с более выраженной по отношению к северным подтипам арид-
ностью водного режима почв. В этих почвах, как известно, водный
режим характеризуется значительным преобладанием, в особенности в
летний период, восходящих токов влаги над нисходящими. При
восходящих токах насыщенные углекислотой почвенные растворы, переводя
СаС03 в Са(НСОз)г, переносят углекислые соли из карбонатного
горизонта в нижнюю часть гумусового профиля, как бы "растягивая" при
этом верхнюю часть карбонатной толщи и увеличивая мощность
переходного слоя [43]. Восходящая миграция карбонатов в летний
период может увеличиваться после осадков при промачивании почвы до
глубины залегания свободных карбонатов вследствие увеличения
восходящего потока влаги.
У северных подтипов, как уже отмечалось, мощность горизонта
выщелачивания нарастает. В гидрологическом режиме почв все ббль-
шую значимость приобретают нисходящие токи почвенной влаги,
которые в годовом гидрологическом цикле у оподзоленных и выщелоченных
черноземов обусловливают относительную однонаправленность
процессов выщелачивания карбонатов из верхних горизонтов и аккумуляцию
их в зоне насыщения почвенных растворов на границе собственно
карбонатной толщи.
Вместе с тем следует подчеркнуть, что процессы восходящей
миграции карбонатов в указанных подтипах также имеют место.
Однако они менее интенсивны, чем в южных подтипах, а более частое
глубокое (сквозное) промачивание восстанавливает нарушенное
предыдущим процессом распределение карбонатов. Кроме того, по
данным Е.А. Афанасьевой [43], восходящие токи миграции карбонатов

возможны при залегании максимума их содержания не глубже 140-
150 см.
В разделе "Водный режим" отмечалось, что от обыкновенных
черноземов к оподзоленным увеличивается частота сквозного промачи-
вания почвенного профиля атмосферными осадками. Последнее
отражается на характере кривой профильного распределения карбонатов
в собственно карбонатной толще.
В обыкновенных черноземах профильное распределение
карбонатов имеет вид ярко выраженной ломаной кривой, отражающей
начальные процессы элювиирования СаС03 из собственно карбонатной толщи.
В типичных черноземах ломаная кривая распределения сохраняется
лишь в верхней половине карбонатной толщи, тогда как вторая
половина (от 2 до 3 м) представлена хорошо выраженной, сглаженной,
вогнутой кривой, характерной для зон элювиирования.
Выщелоченные черноземы, как и следовало ожидать, имеют в
общем плане (исключая небольшой максимум в средней части и слабо-
выраженное элювиирование в верхней) почти сглаженную кривую
профильного распределения с относительно равномерным снижением
содержания карбонатов до глубины 3 м.
Все это в целом в очередной раз подтверждает выводы, сделанные
еще Г.Н. Высоцким, Е.А. Афанасьевой, Е.К. Дайненко, В.Б. Мацке-
вич, А.Ф. Большаковым, Т.Н. Коковиной и другими, о том, что
карбонатный профиль черноземов не консервативное статическое
образование, а весьма динамичное явление, меняющееся не только во
времени, но и в пространстве. В генетически сопряженном ряду целинных
черноземов наблюдается однонаправленность изменения в строении
карбонатного горизонта. Форма карбонатного профиля, его
пространственная изменчивость, характер распределения в нем карбонатов, их
сезонная и годичная динамика в значительной степени определяются не
только газовым, температурным и другими режимами, но и водным
режимом почв.
Карбонатный профиль черноземов наряду с отмеченным
многообразием на подтиповом уровне характеризуется высокой пространственной
неоднородностью внутри отдельных подтипов.
Вариационно-статистический анализ содержания карбонатов в целинных черноземах на этом
уровне показал, что пространственная изменчивость признака
неодинакова в различных частях профиля (табл. 27).
Верхняя 20-сантиметровая толща характеризуется почти
одинаковой изменчивостью признака. Коэффициенты варьирования
различаются всего на 0,4%, что позволяет предположить, что эта часть
профиля является зоной почти фронтального выщелачивания. Ниже по
профилю в слое 20-50 см все исследуемые статистические параметры,
характеризующие вариабельность признака, резко возрастают (почти в
3 раза) и достигают здесь абсолютного максимума. То есть, эта часть
почвенного профиля характеризуется максимальной пространственной
изменчивостью содержания карбонатов, что, видимо, обусловлено
неоднородностью глубины залегания верхней границы карбонатного гори-

Таблица 27
Статистические показатели содержания СОз карбонатов
в черноземах обыкновенных целинных, % (п = 60)
Горизонт
Глубина, см
Статистические показатели*
к
max
min
S
Sx
V
A
AB
Bq
всъ
*См
0-10
10-20
20-30
30-^10
40-50
50-60
60-80
80-100
100-120
120-140
примечание к
0,21
0,36
0,51
0,62
0,92
1,67
4,28
5,22
5,66
6,11
табл. 23.
0,35
0,79
2,82
3,92
3,92
3,78
6,03
6,27
6,14
6,45
0,09
0,13
0,13
0,13
0,13
0,35
1,15
3,00
4,71
5,83
0,11
0,19
0,59
0,91
1,01
1,18
1,27
1,01
0,38
0,16
0,01
0,02
0,08
0,12
0,13
0,15
0,16
0,13
0,05
0,02
52,4
52,8
115,7
146,8
109,8
70,7
29,7
19,3
6,7
2,6
зонта и, соответственно, зоны наиболее интенсивных миграционных
процессов углесолей.
Таким образом, у целинных обыкновенных черноземов горизонт
пульсационно-миграционных, по Е.А. Афанасьевой [43], процессов
залегает на глубине 40 см. Последнее свидетельствует, что эта часть
карбонатного профиля в наибольшей степени насыщена СаС03 и
характеризуется относительно высоким и стабильным содержанием С02
карбонатов по сравнению с верхней частью.
Все это еще раз свидетельствует о том, что карбонатный профиль
целинных черноземов подразделяется на три части,
характеризующиеся определенным градиентом изменения содержания карбонатов
и вариационно-статистическими показателями.
Верхняя часть - толща выщелачивания с абсолютным
минимальным содержанием карбонатов и градиентом изменения и слабо
выраженным равномерно-аккумулятивным типом распределения. По
характеру пространственной изменчивости признака эта часть в свою
очередь подразделяется на два подгоризонта - верхний слой
однонаправленного фронтального выщелачивания и нижний - подгоризонт
пульсационно-миграционных процессов с максимальными величинами
коэффициентов варьирования и, соответственно, нестабильностью
содержания С02 карбонатов. Ниже этой толщи залегает горизонт
интенсивного иллювиирования карбонатов, характеризующийся
максимальным градиентом изменения их содержания с глубиной и
относительно высоким коэффициентом варьирования. И, наконец, идет мощная
толща консервативного состояния признака с высоким содержанием
карбонатов и минимальной величиной варьирования.

КАРБОНАТНЫЙ ПРОФИЛЬ ПАХОТНЫХ ЧЕРНОЗЕМОВ,
ЕГО ПРОСТРАНСТВЕННАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ
И НАПРАВЛЕНИЕ ЭВОЛЮЦИИ
Карбонатный профиль черноземов, как уже отмечалось, явление не
менее уникальное, чем гумусовый [116, 168, 249, 286]. Его строение,
происхождение, динамика и эволюция были и остаются предметом
дискуссии почвоведов - химиков и генетиков [192]. При этом нужно
отметить, что точки зрения порой расходятся до диаметрально
противоположных. Одни исследователи говорят о его "консервативности" и о
том, что он является важным диагностическим признаком, другие
доказывают возможность образования черноземов без карбонатного
профиля [186, 215, 303]. Вопрос о влиянии распашки на карбонатный
профиль черноземов также не имеет однозначного ответа.
Многие авторы отстаивают положение о том, что
сельскохозяйственная деятельность приводит к поднятию уровня залегания
карбонатов и, следовательно, подщелачиванию пахотных почв [35, 43, 368].
Другие, напротив, указывают на подкисление пахотных черноземов и,
следовательно, снижение уровня линии вскипания и залегания
карбонатов [63, 77, 101, 119].
По мнению Е.А. Афанасьевой, распашка целинных черноземов
сопровождается существенным изменением строения карбонатного
профиля. Одной из основных причин нарушения естественного строения
карбонатного профиля черноземов является отмеченное ранее
изменение водного режима пахотных почв в сторону гумидизации. Влага,
накопленная пашней за осенне-зимне-весенний период, в начале
вегетации при отсутствии культурной растительности расходуется главным
образом путем физического испарения, в результате чего почвенные
растворы подтягивают к поверхности двууглекислый кальций, который
при выпаривании выпадает в осадок в верхних слоях почвенного
профиля [43].
Процессы восходящей миграции карбонатов к поверхности на
пашне, лишенной растительности, могут неоднократно наблюдаться в
начале вегетационного периода (при обильных весенних дождях).
Указанные явления также могут происходить после уборки культур при
наличии атмосферных осадков в этот период. В последнем случае
восходящая миграция карбонатов идет на фоне повышенных концентраций
С02 почвенного воздуха, что усиливает растворимость карбонатов и
миграцию их в верхние горизонты [43].
Мы, оставаясь сторонниками концепции особой важности
карбонатного профиля как диагностического признака черноземов, сознавая
сложность задачи и учитывая мнения различных авторов, в своих
исследованиях попытались вскрыть возможные причины расхождения
мнений по данному вопросу. Наряду с широтно-географическими
исследованиями карбонатного профиля нами проведено детальное
комплексное изучение строения карбонатных профилей в пределах
элементарных почвенных ареалов для ряда: целина-пашня-орошаемая пашня.

Это позволило вычленить причину и определить направление эволюции
карбонатного профиля черноземов в агрогенном ряду, а также
подтвердить правомерность ряда выводов о трансформации карбонатного
профиля в естественном эволюционно-генетическом ряду.
Исследования глубины залегания карбонатов, проведенные нами на парных
разрезах (целина-пашня) Хрипунской степи, участках Каменной и
Стрелецкой степей и прилегающих к ним пашен показали, что линия
вскипания от НС1 в черноземах пашни нередко на 10-15 см выше по
сравнению с таковой в целинных черноземах.
Детальные полевые исследования морфогенетического строения
карбонатного профиля в почвенных разрезах свидетельствуют, что в
черноземах пашни верхняя часть карбонатного горизонта мощностью
10—15 см, где отмечается начало вскипания от НС1, как правило, имеет
морфологически невыраженные пропиточные формы углесолей. В то
же время в целинных черноземах линия вскипания в большинстве
случаев совпадает с видимыми карбонатными новообразованиями. Это
позволяет говорить о том, что в почвах пашни происходит расширение
активной зоны пульсационно-миграционных процессов карбонатов.
Вариационно-статистический анализ содержания карбонатов в
профиле черноземов показал, что при распашке не происходит значимого
увеличения среднего содержания карбонатов в горизонте Апах, а,
напротив, наблюдается его обескарбоначивание по сравнению с
целинными аналогами (см. табл. 27, 28).
В черноземах пашни отмечается резкое возрастание
пространственной изменчивости исследуемого признака в 1,5-10 раз (табл. 28).
В профиле увеличивается мощность зоны пульсационно-миграционных
процессов, где содержание карбонатов варьирует в наибольшей
степени (более 100%). В целинных аналогах она охватывает слой около
30 см и приурочена, как правило, к нижней части гумусового профиля
(в частности, у типичных). В черноземах же пашни его верхняя граница
поднимается почти до поверхности, а нижняя опускается до глубины
60-70 см. В зонах приращения отмечается наибольший рост
коэффициентов варьирования, в особенности в верхней части.
В горизонте Апах коэффициент варьирования содержания С02 в
среднем составляет 150%, при нарастании сверху вниз от 130 в слое
0-10 см до 180% (абсолютный максимум в профиле) в слое 20-30 см.
Такое высокое варьирование, видимо, в какой-то степени и
послужило причиной неоднозначности мнений об изменении карбонатности
в пахотных почвах. При данной величине коэффициента
варьирования объем выборки при самой низкой допустимой достоверности
должен составлять не менее 60 определений (повторностей), чего
практически невозможно достичь без специальной постановки
исследований.
Высокая вариабельность, как известно, свидетельствует также о
напряженности процесса и нестабильности исследуемого признака. Это
позволяет предположить, что увеличение мощности переходного
горизонта карбонатного профиля на пашне - явление не постоянное, а вре-

Таблица 28
Размах и коэффициент (V) варьирования содержания СОг карбонатов
в черноземах (л = 60)
Глубина, см
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
120-130
140-150
Абсолюта
Относите
Целина
max-min*
0,3
0,7
2,7
3,8
3,8
3,4
4,9
-
3,3
-
1,4
-
0,6
max/min**
4
6
22
30
30
11
5
-
2
-
1,5
-
1,1
ый размах, %.
льный размах.
v,%
52
53
116
147
ПО
71
30
-
19
-
7
-
3
Пашня
Неорошаемая
max-min
0,6
0,6
2,5
3,5
4,4
4,7
5,6
6,0
7,9
9,2
9,9
14,5
14,5
max/min
60
62
246
352
220
237
280
299
266
308
330
483
483
К, %
131
143
184
156
126
108
89
76
65
58
47
39
37
менное. Со временем (возможно, длительным) интенсивный пульсацион-
но-миграционный процесс будет способствовать постепенному
расшатыванию, разрушению веками сложившегося верхнего слоя собственно
карбонатной толщи, что в конечном итоге создаст условия
формирования направленного тренда более интенсивного выщелачивания
карбонатов за пределы почвенного профиля.
Это предположение подтверждается данными по изменению
карбонатного профиля под лесной полосой N40 в Каменной степи и на
старопахотном участке (пашня 110 лет) Стрелецкой степи. Так, в
черноземах обыкновенных под лесной полосой за 100 лет верхняя
граница карбонатного горизонта опустилась на 20 см, а содержание
карбонатов в профиле (до глубины 2 м) уменьшилось примерно на 2-2,5%.
Кроме того, в верхней части собственно карбонатной толщи
сформировалась довольно мощная локальная зона выноса с содержанием
карбонатов около 4% против 6% в прилегающей к ней части профиля.
В типичных черноземах за время использования их в пашне верхняя
граница карбонатного горизонта снизилась на 23 см, а количество
карбонатов в толще до 2 м уменьшилось почти на 2%.
В лежащей ниже части профиля варьирование содержания С02
карбонатов снижается, но не столь резко, как у целинных аналогов,
поскольку в пахотных почвах и в этой части профиля оно остается в
3-10 раз выше, чем у целинных. Последнее указывает на то, что

Пашня
Орошаемая 5 лет
max-min
0,4
0,5
0,8
3,5
3,8
4,2
7,4
8,1
10,4
9,7
10,0
8,8
9,5
max/min
13
16
■ 27
117
129
141
246
270
346
323
333
393
317
V, %
99
130
186
307
243
184
145
98
77
50
32
23
21
Орошаемая 13 лет
max-min
0,2
0
0,5
3,2
3,2
5,4
5,2
7,6
8,2
8,7
8,5
8,7
8,8
max/min
3
0
6
33
33
55
53
77
83
88
88
88
89
V, %
28
0
78
235
192
159
128
101
82
72
55
39
32
процесс трансформации карбонатного профиля в почвах пашни
затрагивает не только его элювиальную, но и собственно карбонатную толщу
глубже 150 см.
Высокие величины коэффициентов варьирования и их изменение в
профиле свидетельствуют также о том, что при распашке
квазиравновесный режим карбонатов, наблюдаемый у целинных аналогов,
нарушается и не достигает нового качественного уровня. То есть, в
карбонатном режиме пахотных почв доминирует процесс "расшатывания" и
выноса карбонатов, что мы наблюдали при анализе изменения
карбонатного профиля в ряду от южных к выщелоченным и оподзоленным
черноземам.
Более наглядно это видно на рис. 6. Представленные послойные
картосхемы распределения карбонатов показывают, что всю
исследуемую толщу пронизывают локальные, вертикальносопряженные зоны
со следовыми значениями содержания карбонатов, которые, как видно
из рисунка, видимо, уходят значительно глубже исследуемой толщи.
Такое распределение является следствием постоянного
однонаправленного влияния какого-либо фактора. Вероятнее всего, эти участки
приурочены к отрицательным элементам нано- и микрорельефа с
преобладающими нисходящими токами влаги. В то же время зоны
концентрирования содержания С02 карбонатов не имеют столь строгого
вертикального совпадения в исследуемых слоях почвенной толщи и, по-

0-10 i
80-90
90-100
Рис. 6. Пространственное варьирование содержания СОг карбонатов в
профиле типичных неорошаемых черноземов
Изолинии содержания С02, %

видимому, формируются не только восходящими токами влаги, но и
роющей деятельностью почвенной фауны.
Наличие таких зон глубокого выщелачивания или так называемых
горячих точек, по мнению ряда авторов, свидетельствует о том, что
пахотные почвы далеки от квазиравновесного состояния и находятся,
возможно, на начальной стадии агрогенной эволюции, на что
указывалось нами выше при рассмотрении особенностей изменения
коэффициента варьирования. Наряду с этим отмеченное явление служит
подтверждением достоверности сделанных нами ранее выводов по поводу
.корродированное™ профиля собственно карбонатной толщи целинных
черноземов и ее нарастания от обыкновенных к выщелоченным
черноземам.
В заключение также необходимо еще раз подчеркнуть, что
характерной особенностью пахотных почв является резкое, даже в пределах
ЭПА, колебание линии вскипания от НС1 - от нулевой отметки до
глубин более 1 м. Это почти исключает возможность сравнительной
оценки изменения глубин ее залегания в черноземах пашни по одному
или нескольким разрезам.
КАРБОНАТНЫЙ ПРОФИЛЬ ОРОШАЕМЫХ ЧЕРНОЗЕМОВ
Как известно, передвижение почвенных растворов и их
концентрация непосредственно связаны с гидрологическим режимом почв [41,
100]. В связи с этим особую актуальность и значение приобретают
исследования профильного распределения карбонатов в условиях
орошения. В литературе имеется большое количество данных,
свидетельствующих о повышении миграции кальция под действием поливных вод
[34, 35, 63, 345].
Результаты наших исследований карбонатного профиля орошаемых
черноземов подтверждают высказанное авторами положение и
показывают, что даже недлительное по сроку орошение (около 5 лет)
приводит к заметному изменению карбонатного режима пахотных почв,
причем, по нашему мнению, более значительному, чем
сельскохозяйственное использование этих черноземов без орошения. Хотя правомерно
предположить, что орошение просто наложилось на расшатанное,
нестабильное, подготовленное столетиями состояние карбонатного
профиля пашни.
Как и следовало ожидать, профильное распределение среднего
содержания карбонатов в условиях орошения заметно отличается от
такового неорошаемых аналогов. Пахотный слой орошаемых почв
(в течение 5 лет) практически не содержит карбонатов, и их количество
выражается в сотых долях процента (табл. 29). Наблюдается также
значительное снижение содержания карбонатов и в подпахотных слоях
до глубины 60 см. Вместе с тем ниже подгумусовой толщи среднее
содержание С02, напротив, возрастает на 0,5-1%.
Таким образом, орошение в течение 5 лет приводит к заметному
перераспределению карбонатов в почвенно-грунтовой толще. Это, в

*мд«и-1»1льыы- ooooooopoptpoo ppopppopppppp
OOSOOOOOOOOOO L.L.L,L,oAo-OOsi..ku>tO.!- .L,L.L,Lvooo-!jOsl!/..ku>tO.L
i-J-j-i_vt>00--JOSUiJiijt!j'-- 1л Ш ~ QOOOOOOOOO 1Л UJ — QOOOOOOOOO
ooooooooo
о
X
:таб
tj
to
W
os
*.
to
о
00
so
OS
to
oo
о
oo
oo
m
so
о
oo
Os
•(*
".(*
OS
О
oo
oo
W
m
о
о
oo
uj
to
*.
to
о
-о
-о
н
u>
*.
о
Ui
u»
о
oo
*.
о
V\
u\
о
u»
UJ
о
uj
u»
о
to
so
о
Ы
u»
о
"~*
о
о
Os
о
о
о
о
—
о
о
о
о
U»
и5
>в
5
оземы, ороша
2
-J Q\ Q\ (_/, 4^. to —
W Ю 00 1л — Ь V
о\ ю ^ w ^ ^ ю
о о о о о о
(js p IA A W М М - - О О О О
\D "-J On OO oo vo "— In О *
WLfiin-jyiw-Jof
ооооооооооооо
ооооооооооооо
\0OCOvOOOC-J4b.UJU»OOO
Ъ^ЪсоЪ^ы^—^^ооо^ЪоЪ-и)
OO OQOOO^OfO^JfO— 0QVO
4^. •*>-^'^'7jy,y,-"fa'i:*'
Ъ» 1л VO ~Ю vo vO Ь ">J V
OOO-^OOOUJLHO
U» JO О О
1л *4^ Ъч "С?»
К) Оч N) О
!
М ы М U to N) - — О О О О О
8*. оо То оо "*. "-J "ш Os os о "о Ъ
W M u W N -
О О О О О
"Lft OS ~— "^J "— "Os — "u> ^ Ь "- Ь О
— ■— os-o-otoOsOsoo.&.OOs'-ft
OOOOOOOOOOOPP
О О О О О
so s5 —
ооооооорооорр
"— N> W u» V u> "to — t- о О О О
voO^JLnouJooooooo.—
UJUJL/i-OOOOtOLASOU»*-i
— oo Lft to N> — к oo м Ui w
"so 1Л — О "о *— N oo И - UJ
p Ы j- О Os -J
00 О OS — OS OS
— — s> u> — —
^ » «•
О 1л Os
Q 00 to SO
V\ SO OO
OS SO "-J
M W W W Ы M - - - « О О О
Ъ1 OS OS O0 1л to so OS U» О OS 1— t—
U» — UlUJO-JtOtOtOOsOOWO
ооооооооооооо
OsooOsj»4^psoo-oost-n^N) —
Ъ| "-J 'so ^— "so To Ъ| "so *■&• so I*J "so lo
W
Л
о
•a
s
° >,
s
о
К 33
л n
X 43
E *
X W
5я so
з~ П
!l °
O^ «
S w
•a
а
о
X
о
ш

свою очередь, проявляется в упорядочивании профильного изменения
исследуемых вариационно-статистических показателей. В профиле этих
почв размах колебаний частных определений (абсолютный и
относительный) приобретает черты однонаправленного изменения с глубиной,
нарастая в целом сверху вниз (см. табл. 29). Снижается также его
величина, в особенности в пахотном горизонте и в нижних слоях почвенного
профиля, т.е. в собственно-карбонатной толще. Хотя нужно
подчеркнуть, что изменения, вызванные орошением, не приводят к
сглаживанию различий по сравнению с целинными почвами. Эти различия так и
остались в пределах от одного до двух порядков.
Анализ коэффициентов варьирования содержания карбонатов
показал, что орошение привело к заметному изменению величин V и их
профильного распределения. Отмечается снижение коэффициента
варьирования в подгумусовой толще и в горизонте Апах: в первом случае,
видимо, за счет дополнительного вмывания карбонатов сверху, а во
втором (однозначно) - вследствие более равномерного (по площади),
т.е. фронтального их выщелачивания. Вместе с тем отмечается
возрастание значений V (примерно в 1,5 раза) и смещение вглубь, в
подпахотный слой, их абсолютного максимума по сравнению с таковым в
неорошаемых почвах. В орошаемых почвах отмечается перемещение
зоны с наибольшими (более 100%) величинами V. Нижняя ее граница
здесь опускается практически до собственно карбонатной толщи.
Более наглядно все отмеченные изменения видны на построенных
нами картосхемах послойного распределения С02 карбонатов (рис. 7),
что также позволяет понять причины наблюдаемых явлений.
Действительно, на представленной схеме наглядно видно, что на
всей площади участка пахотный слой почти полностью выщелочен от
С02 карбонатов; в нижележащих слоях наблюдается также
"площадное" расширение зон с минимальным уровнем их содержания, и до
глубины 60 см эти зоны занимают основную часть площади. Как и у
пахотных почв отмечается их вертикальная сопряженность, сужение и
дробление в нижних слоях профиля.
Однако наибольший интерес, на наш взгляд, представляет
следующая особенность пространственной неоднородности карбонатного
профиля орошаемых черноземов. В них увеличивается, особенно в нижней
части гумусовой и подгумусовой толщи, количество мелких замкнутых,
причем в разной степени выщелоченных, участков. То есть, как бы
возрастает "струйчатая" испещренность карбонатной толщи (мелкими
зонами выщелачивания) по сравнению с пахотными почвами, где
количество этих зон меньше, но они имеют большие размеры и не столь
локализованы. В последних в условиях богары они, как бы перетекая,
выходят за пределы участка или вклиниваются в собственно
карбонатную толщу. Кроме того, они более однородны по степени
выщелоченное™. Все это свидетельствует о длительности и постепенности
формирования этих зон. В случае же с орошаемой почвой создается
впечатление наложения на относительно "стабильную" систему
интенсивного процесса выщелачивания.

/о-га
80-90
SO-WO
Рис. 7. Пространственное варьирование содержания С02 карбонатов в
профиле типичных1 черноземов, орошаемых 5 лет
Изолинии содержания С02, %

Таким образом„при орошении резко возрастает миграционная
подвижность карбонатов. В верхней части почвенного профиля
увеличивается горизонт фронтального выщелачивания и возрастает мощность
зоны струйчатого выщелачивания, т.е. даже при краткосрочном
орошении идет значительно более интенсивное, чем при богарном
земледелии, расшатывание карбонатной системы черноземных почв.
Проведенные нами исследования карбонатного профиля на
участках более длительного срока орошения (13 лет) подтверждают
высказанные выше положения о резкой интенсификации процессов
разрушения карбонатного профиля.черноземов. Полученные результаты
показывают, что уже через 13 лет орошения в черноземах появляются
признаки нового качественного уровня карбонатного профиля почв.
Данные вариационно-статистического анализа динамики
содержания карбонатов в ряду: неорошаемая пашня-орошаемая 5-орошаемая
13 лет свидетельствуют, что в целом пик максималнных величин
нестабильности признака приходится на период около 5 лет орошения. Затем
идет значительное снижение показателей пространственной
неоднородности, т.е. спад нестабильности и приближение системы к качественно
новому состоянию. Так, в черноземах, орошаемых 13 лет, наблюдается
значительное снижение размаха варьирования частных определений,
в особенности, в относительных величинах (почти в 6 раз), а в
горизонте Апах этот показатель опускается до минимального уровня,
наблюдаемого в целинных почвах. По профилю почв относительный размах
варьирования С02 карбонатов изменяется более равномерно, а в под-
гумусовой толще стабилизируется и далее с глубиной практически не
меняется.
В почвах 13-летнего срока орошения общий ход кривой
профильного изменения коэффициента V в целом остается аналогичным
таковому у богарных и орошаемых 5 лет почв. Однако по сравнению с
последними в большей части профиля заметно снижаетсжего величина,
в особенности в горизонте Апах, где он в ряду исследуемых почв
уменьшается до абсолютного минимума. Исключением является под-
гумусовая толща, где величина V даже несколько возрастает по
сравнению с таковой у других почв. Это свидетельствует о перемещении
(заглублении) зоны "напряжения" в собственно карбонатную толщу и
перемещении верхней границы зоны пульсационно-миграционных
процессов в подпахотный горизонт.
В целом путем последовательного сравнения величин V в
профилях исследуемого ряда почв: целина-пашня-орошаемая^З-орошаемая
13 лет пашня было выявлено, что при сельскохозяйственном
использовании черноземов в богарном земледелии резко возрастает
коэффициент варьирования в самой верхней части профиля и собственно
карбонатной толще. Вследствие этого и при близком залегании
карбонатов зона наиболее интенсивных пульсационно-миграционных
процессов захватывает верхний горизонт Апах.
В орошаемом же земледелии с увеличением срока; орошения,
напротив, наблюдается снижение коэффициента V в верхней части и

дальнейшее увеличение его в нижней. Причем зона положительных
изменений коэффициента варьирования постоянно уходит в глубь
почвенного профиля, т.е. процесс "нестабильности" карбонатного равновесия
захватывает все более глубокие слои карбонатной толщи, разрушая ее.
Это хорошо видно на картосхемах пространственного
распределения карбонатов в отдельных слоях почвенной толщи участка,
орошаемого в течение 13 лет (рис. 8). В этих условиях, происходит
увеличение площадей с минимальным содержанием С02 карбонатов,
меняется конфигурация этих зон. Здесь они из небольших, локализованных
внутри участка микрозон превращаются в открытые, пересекающие
(до границ участка и далее) зоны наибольшего содержания карбонатов.
Другими словами, как бы смыкаются, т.е. в рассматриваемом ряду
(богара-орошение 5 и орошение 13 лет) идет процесс расширения зон
выщелачивания (с минимальным содержанием С02) и дробление,
локализация теперь уже самой "фоновой" зоны максимального скопления
карбонатов.
Проведенные исследования однозначно показывают, что в
условиях орошения наблюдается нарушение сезонного цикла миграции
карбонатов в профиле черноземных почв. Поступление больших количеств
оросительной воды и преобладание в связи с этим нисходящих токов
почвенных растворов летом, в период активного роста растений и
максимальной концентрации в растворах С02, способствует
вымыванию карбонатов из верхних слоев почвы и не допускает восстановления
карбонатного состояния черноземов, наблюдаемого в неорошаемых
биогеоценозах в засушливые периоды.
Отмеченные изменения могут явиться причиной нарушения других
природных циклов, свойственных черноземным почвам и
непосредственно связанных с наличием карбонатов кальция в почве (в
частности, дестабилизации почвенного поглощающего комплекса,
увеличения подвижности органического вещества и т.п.).
Все вышеизложенное позволяет заключить, что распределение
карбонатов в почвенном профиле черноземов есть результат
почвообразования. Количественные различия в содержании свободных
карбонатов, глубина залегания карбонатно-иллювиального горизонта и
форма карбонатных новообразований отражают особенности изменения
факторов черноземообразовательного процесса, и, в частности, водного
режима в широтно-географическом ряду.
На наш взгляд, карбонатный профиль черноземов центра Русской
равнины, исходя из особенностей его строения, целесообразно
разделить на три основных горизонта: горизонт выщелачивания, который в
свою очередь подразделяется на два подгоризонта - однонаправленного
"фронтального" выщелачивания и пульсационно-миграционных
процессов, затем переходный, или горизонт интенсивного иллювиирования и,
наконец, собственно карбонатный, или консервативно-аккумулятивный.
В зональном ряду черноземов от обыкновенных подтипов к опод-
золенным по мере нарастания увлажнения почвенного профиля
отмечается увеличение мощности горизонта выщелачивания, а в пределах

о-ю
т-го
ZO-JO
jo-ьо
J 40-50
50-50
Б0-70
70-80
80-90
90-100
Рис. 8. Пространственное варьирование содержания СОг карбонатов в
профиле типичных черноземов, орошаемых 13 лет
Изолинии содержания С02, %

последнего - увеличение верхнего подгоризонта, уменьшение мощности
переходного горизонта и, соответственно, нарастание резкости границы
перехода горизонта выщелачивания в собственно карбонатный,
увеличение глубины залегания карбонатно-иллювиальной толщи и
нарастание различий в составе карбонатных новообразований. Так, в южных
подтипах карбонатные новообразования представлены карбонатами
кальция, иногда магния, тогда как в северных в их составе появляется
аморфный кремнезем, оксиды железа и алюминия и другие примеси
[185, 195, 218, 219].
В целом адекватные изменения в карбонатном профиле
наблюдаются в ряду целина-пашня-орошаемая пашня. В частности,
распашка черноземов приводит к усилению подвижности и снижению
количества карбонатов в почвенном профиле. При этом наибольшей
интенсивности миграционные процессы карбонатов достигают у южных
подтипов, что обусловлено близостью залегания к поверхности
карбонатного горизонта и, соответственно, частотой захвата его
нисходящими токами почвенной влаги. Последнее обстоятельство может
приводить к временному поднятию линии вскипания и, соответственно,
подщелачиванию почвенной среды у южных подтипов черноземов.
В северных подтипах соответствующее промачивание надкарбо-
натной толщи в большинстве случаев совпадает с периодическим про-
мачиванием почвенного профиля в целом. Это обусловливает
однонаправленное усиление выноса карбонатов за пределы почвенного
профиля и, как следствие, подкисление почвенной среды. Основным
процессом, обусловливающим отмеченные эволюционные изменения в
карбонатном профиле пахотных черноземов, является водная миграция
и внутрипрофильное перераспределение карбонатов.
Наиболее ярко отмеченные особенности поведения карбонатов в
почвенном профиле различных подтипов проявляются при орошении.
В орошаемых черноземах сезонная динамика пульсационно-миграцион-
ных процессов характеризуется большей амплитудой и частотой
колебаний. На первых этапах орошения у южных подтипов это
приводит к относительно частому подщелачиванию среды в верхних
горизонтах почв. У северных подтипов гумидизация водного режима при
орошении способствует однонаправленному изменению реакции
почвенной среды в сторону подкисления.
В условиях орошения, в отличие от неорошаемых почв, не только
возрастает зона выщелачивания, но и снижается содержание
карбонатов по всему профилю. Опускается линия вскипания и верхняя
граница переходного горизонта интенсивного иллювиирования. Степень
изменений в карбонатном профиле коррелирует с направлением
изменения водного режима черноземов как в зональном ряду, так и в ряду
целина-пашня-орошаемая пашня. Длительное орошение вызывает
глубокую трансформацию карбонатного профиля черноземов, изменение
подтиповых особенностей и его эволюцию в сторону соседнего, более
гумидного подтипа.

Глава 6
ГУМУСОВЫЙ ПРОФИЛЬ ЧЕРНОЗЕМОВ,
ПРОЦЕССЫ ФОРМИРОВАНИЯ
И НАПРАВЛЕНИЕ ЭВОЛЮЦИИ
КРАТКИЙ АНАЛИЗ КОНЦЕПТУАЛЬНЫХ
МОДЕЛЕЙ ФОРМИРОВАНИЯ
ГУМУСОВОГО ПРОФИЛЯ ЧЕРНОЗЕМОВ
Вопросы генезиса и эволюции почв двуедины по сути и составляют
основу или теоретический фундамент почвенной науки. Не зная
механизма формирования почв, невозможно понять особенности
изменения их во времени. Исходя из этого, прежде, чем изложить данные о
направленности изменений гумусового профиля черноземов, рассмотрим
процессы его формирования, предваряя последнее кратким обзором
существующих концептуальных моделей.
Уникальность чернозема, как природного образования, обусловлена
необычностью его гумусового профиля [10, 80, 116, 249]. Первые
исследования черноземов еще до становления почвоведения как науки
были направлены на выявление причин и природы окраски этих почв
[93, 187, 191]. Однако, по словам В.В.Докучаева, "...отцом научной
постановки и самой разработки вопроса о происхождении нашего
чернозема является акад. Ф.И. Рупрехт" [116]. В своей работе Ф.И. Руп-
рехт [270] подчеркивает, что образование чернозема- результат
поселения степных травянистых растений и накопления перегноя при их
разложении. Влияние других факторов и, в частности, климата на
формирование черноземного профиля, он полностью отрицал.
Взяв за основу положения Рупрехта, В.В. Докучаев в работе
"Русский чернозем" [116] выстраивает и логически завершает разработку
теории происхождения черноземов. В.В. Докучаев, рассматривая этот
вопрос, однозначно отмечает: "...всякая растительная почва, всякий
чернозем всегда образовывались и будут образовываться...
одновременно двумя параллельными процессами: а) проникновением гумуса с
поверхности и верхних почвенных горизонтов и б) за счет гниющих
корней" [116, с. 382].
П.А. Костычев полностью отвергает возможность проникновения
гумусовых веществ с поверхности почвы. Он однозначно утверждает:
"...части растений, остающиеся на поверхности почвы, никак не могут
содействовать накоплению в ней перегнойных веществ, и только корни
служат источником перегноя в черноземе" [168, с. 112]. Подвергая
критическому анализу выводы П.А. Костычева, И.Ф. Леваковский [187]

заключает: "Корни растений можно считать только вспомогательным,
а не исключительным источником, из которого заимствовались
органические вещества чернозема" [131, с. 340]. Подтверждая исследования
Леваковского, СП. Кравков [174, с. 104] отмечает: "...что ближайшим
и непосредственным источником в почве гумусообразования являются
именно водные растворы, получающиеся из разлагающихся
растительных остатков".
В более поздних работах вопрос образования гумусового
профиля черноземов также не получил однозначного решения. И.В. Тюрин
[299-306] в своих работах пишет, что образование гумуса в черноземах
обязано главным образом, если не исключительно, своеобразию
процессов гумификации и "гумофиксации" в этих почвах. Последнее автор
объясняет спецификой экологических условий - чередованием
влажных и сухих периодов, что приводит к трансформации гумусовых
веществ и их закреплению в почвенном профиле в виде гуматов
кальция.
Одновременно Е.Н. Мишустин [206, 207], разделяя позицию
И.В. Тюрина в вопросе влияния экологических условий на гумусообра-
зование черноземов, высказывает мысль о том, что они определяют
динамику микробиологических процессов, обусловливающих
трансформацию растительных остатков и гумусообразование.
Д.С. Орлов в серии работ, анализируя факторы, обусловливающие
накопление гумуса, выдвигает кинетическую теорию гумификации
растительных остатков в почвах [223-230]. В последующем, изучая гу-
мусное состояние почв в зонально-генетическом ряду, от тундровых
почв до сероземов, Д.С. Орлов и О.Н. Бирюкова [229] приходят к
выводу, что изменение гумусного состояния почв верхних горизонтов
тесно коррелирует с периодом биологической активности, т.е.
продолжительностью периода с температурой более 10°С и количеством
продуктивной влаги не менее 1-2%. Однако выявленные причины
изменения гумусного состояния почв, по мнению самих авторов [297], не
могут быть распространены на гумусовый профиль в целом, изучение
которого они считают назревшей задачей дальнейшего познания
гумусного состояния почв.
В.В. Пономарева экспериментально показывает, что в черноземах
фракция ГК-2, связанная с кальцием, практически полностью
растворима в воде, а следовательно, гумусовые вещества черноземов мигра-
ционноспособны [246-248].
Таким образом, экспериментально подтверждается правомерность
гипотезы В.В. Докучаева о том, что формирование гумусового профиля
черноземов есть результат протекания двух параллельных процессов:
1) образования гумуса in situ и 2) внутрипрофильное его
перераспределение в результате миграционных процессов.
Исходя из краткого анализа информации по данному вопросу,
имеющиеся концептуальные модели образования гумусовой толщи
черноземов можно разделить на три группы: 1) подтверждающие
образование гумусового профиля только за счет разложения корней

in situ и отрицающие миграцию гумуса черноземов; 2) включающие два
параллельных процесса: образование гумуса in situ и иллювиирование
его по профилю; 3) прочие [92].
ТИПОВЫЕ ОСОБЕННОСТИ
ГУМУСОВОГО ПРОФИЛЯ ЧЕРНОЗЕМОВ
Мы в своих исследованиях на основе разработанных методических
подходов и достижений современного почвоведения попытались
объяснить особенности профильного распределения гумуса в различных
черноземах, исходя из принципа: "Концепция верна в том случае, если она
не вступает в противоречие с реально существующим многообразием
явлений, т.е. объясняет всю их совокупность".
В основу наших разработок был положен процессно-факторный
анализ генетически сопряженных рядов черноземов различных
таксономических уровней: тип-провинциальный подтип-род. Фактический
материал был получен путем усреднения больших массивов
экспериментальных данных (от десятков до сотен разрезов) профильного
распределения гумуса по каждому таксону. Массивы данных
формировались с учетом особенностей типового и внутриподтипового
варьирования признаков гумусовых профилей.
Предложенный подход был применен для анализа гумусного
состояния провинциальных широтно сопряженных рядов черноземов Северо-
Украинской, Окско-Донской, Нижнекамской почвенных провинций,
а также системных комплексов генетически сопряженных рядов
различных подтипов черноземов, сформированных в одинаковых эко-
лого-географических условиях: целина (залежь)-пашня-орошаемая
пашня.
Для характеристики гумусового профиля целинных черноземов
использовались собственные данные по заповедным участкам, данные
НИИ и опытных станций, расположенных в пределах исследуемого
региона, а также современные литературные и архивные материалы
[70, 216, 322-324]. Для рассмотрения принимались только разрезы,
заложенные в типичных для черноземообразования ландшафтно-эколо-
гических условиях, а именно: плакорные территории водоразделов;
автоморфные условия почвообразования; хорошо сохранившаяся,
богатая по видовому составу лугово-степная растительность; карбонатные
лессовидные породы глинистого и тяжелосуглинистого
гранулометрического состава; отсутствие видимых признаков проявления эрозионных
процессов.
Статистический анализ большого количества данных показал, что
для целинных черноземов центра Русской равнины характерны
довольно мощный гумусовый профиль (в среднем 80-90 см), а также
высокое и очень высокое содержание гумуса [107]. Количество его в
верхнем слое составляет в среднем около 9%, с варьированием от 7 до
12% (табл. 30). С глубиной содержание гумуса в целом равномерно
снижается до 1% и менее в слое 110-120 см.

Таблица 30
Среднее содержание гумуса в черноземах
Окско-Донской и Южнорусской почвенных провинций
под естественной растительностью, %
Глубина,см
0-5
5-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
110-120
120-130
130-140
140-150
150-160
160-170
170-180
180-190
190-200
Количество
повторностей.
п
18
96
69
92
72
89
71
82
68
82
68
63
54
57
54
56
45
46
45
43
42

Средневзвешенное по
провинции
10,7
8,5
7,2
6,5
5,4
4,7
4,1
3,5
2,9
2,2
1,8
1,2
1.0
0,8
0,8
0,7
0,6
0,6
0,6
0,6
0,6
Граничные значения
max
12,9
12,1
11,9
9,4
6,7
6,0
5,2
4,8
4,0
3,3
2,6
2,2
2,1
2,1
2,0
1,8
1.3
0,9
0,6
0,6
0,6
min
8,1
6,8
5,7
5,4
4,5
3,3
3,0
1.3
1.0
0,7
0,7
0,5
0,5
0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,2
0,2
Градиент
падения содержания
гумуса, %/дм
_
4,4
1,3
0,7
1,1
0,7
0,6
0,6
0,6
0,7
0,4
0,6
0,2
0,2
0,0
0,1
0,1
0,0
0,0
0,0
0,0
Особенностью целинных черноземов является "не характерное"
для гумусного состояния этих почв резкое снижение содержания
органического вещества в слое 5-10 см (в 1,5 раза) по сравнению с верхней
(0-5 см) толщей. Последнее обусловлено в первую очередь
абсолютным максимумом гумусонакопления в слое 0-5 см целинных черноземов.
К сожалению, большинство исследователей пренебрегают данными по
содержанию гумуса в указанном слое. Это в какой-то степени скрывает
истинное распределение гумуса в профиле целинных черноземов и
особенности гумусонакопления в них.
В целом профильное распределение гумуса в черноземах
характеризуется равномерно-аккумулятивным типом [259]. Однако
детальный анализ кривой распределения гумуса (рис. 9) показывает, что в
пределах почвенного профиля тип распределения гумуса неодинаков.
В его верхней части, примерно до глубины 30-40 см, накопление гумуса
идет по регрессивно-аккумулятивному типу, ниже (40-100 см) - по
равномерно-аккумулятивному и с глубины 100-110см- вновь по
регрессивно-аккумулятивному типу. Отмеченное различие в характере рас-

Гумус, °/а
а и в п о ь в и
т 1 1 г—zri 1
у=9,4г - В,овх
Рис. 9. Профильное распределение, уравнение и теоретическая линия
регрессии гумуса в профиле черноземов Окско-Донской и Южнорусской
почвенных провинций (усредненные данные)
пределения гумуса в профиле черноземов хорошо иллюстрируется
величиной градиента его падения с глубиной, который представляет
собой частное от деления разности граничных показателей
количественного содержания гумуса на определенном участке профиля к его
мощности (в дм): Град. - Ах/И.
Анализируя данный показатель, можно отметить, что градиент
падения количества гумуса в профиле черноземов неодинаков: в верхней
части до глубины 30-40 см отмечается резкое или даже
"скачкообразное" снижение содержания гумуса. Ниже этого слоя величина
градиента уменьшается и почти не меняется на всем протяжении
гумусового профиля, что свидетельствует о плавном, как бы размытом,
характере снижения здесь органического вещества. В подгумусовой
толще (на границе перехода) градиент падения вновь резко уменьшается
и затем стабилизируется, но на значительно более низком уровне по
сравнению со средней частью профиля.
Отмеченные различия в типах распределения и величинах
градиента падения гумуса в пределах профиля черноземов указывают на
неодинаковость процессов гумусонакопления в различных частях
исследуемой толщи, о чем будет сказано ниже.
7ПП

ГУМУСОВЫЙ ПРОФИЛЬ ЧЕРНОЗЕМОВ
ГЕНЕТИЧЕСКИ СОПРЯЖЕННЫХ ПОЧВЕННЫХ ПРОВИНЦИЙ
Сравнительный анализ профильного распределения гумуса в
черноземах провинциальносопряженного ряда: Северо-Украинская-Окско-
Донская-Нижнекамская провинции показывает, что содержание гумуса
в различных частях профиля не всегда адекватно отражает положение
таксона в рассматриваемом ряду (рис. 10). В верхней полуметровой
толще максимальным содержанием гумуса характеризуются черноземы
Нижнекамья, минимальным - Северо-Украинской провинции. В нижней
половине органопрофиля наибольшее содержание гумуса в
рассматриваемом ряду отмечается для черноземов Окско-Донской провинции и
наименьшее - для Заволжья. Черноземы Украины по содержанию
гумуса в данной части профиля занимают промежуточное положение.
В подгумусовой толще, так же как и в верхней, черноземы Окско-
Донской провинции по количеству гумуса сохраняют срединное
положение, но, в отличие от последней, максимальным содержанием гумуса
характеризуются черноземы Северо-Украинской и минимальным -
Нижнекамской почвенной провинции.
Резкие отличия характеристик гумусовых профилей черноземов
рассматриваемых широтно сопряженных почвенных провинций
убедительно свидетельствуют о выраженных провинциальных особенностях
их формирования, что невозможно объяснить только инситным гумусо-
накоплением в черноземах (гниением корневых растительных остатков
на месте).
Так, сравнительный анализ изменения запасов гумуса и биомассы
корней в рассматриваемом ряду не только не выявляет положительной
корреляции между ними, а, напротив, даже показывает их
противоречивость (табл. 31). Также нельзя объяснить все особенности
профильного распределения гумуса в черноземах сопряженных провинций,
исходя из предложенной Д.С. Орловым и О.Н. Бирюковой [229]
концепции влияния периода биологической активности на гумусное
состояние верхних горизонтов почв.
Вместе с тем допуская возможность иллювиирования гумуса в
профиле черноземов наряду с образованием его in situ, легко объяснить
все отмеченные провинциальные особенности гумусовых профилей.
Становится понятна причина наблюдаемых перестановок по
содержанию гумуса в различных частях профиля черноземов рассматриваемого
ряда. В частности, переход черноземов Нижнекамья с первого места в
верхней части профиля на последнее в нижней и, напротив,
черноземов Северной Украины - с последнего места в верхней половине
профиля на первое - в нижней. Также легко объясняется факт большего
содержания гумуса в черноземах Окско-Донской провинции в средней
части профиля (горизонт АВ). Все это обусловлено особенностями
водного режима данных почв. Так, черноземы Окско-Донской
провинции характеризуются более глубоким и частым промачиванием второй
половины метровой толщи в отличие от черноземов Нижнекамья и

Гумус, "fa
12 О
/. y=5f-o,osx
Z. y=3,b-D,0Bx
Д у-12,0-0,13Х
Рис. 10. Профильное распределение, уравнения и теоретические линии
регрессии гумуса в черноземах различных почвенных провинций
Черноземы почвенных провинций: I - Северо-Украинской, 2 - Окско-Донской,
3 - Нижнекамской
отсутствием частого сквозного промачивания по сравнению с
черноземами Северной Украины.
Известно, что от Украины к Заволжью нарастает континенталь-
ность климата, уменьшается степень увлажнения почвенного профиля,
снижается сумма активных температур (табл. 32). И очевидно, что в
черноземах Северной Украины складываются наиболее оптимальные
условия для разложения растительных остатков. Здесь этот процесс
идет более интенсивно в рассматриваемом ряду и затем постепенно
замедляется к почвам Заволжья, что отражается в направленном
нарастании содержания гумуса в верхних горизонтах исследуемых почв
(см. рис. 10).
Казалось бы, сложившаяся специфика и особенности гумусообразо-
вания в верхней части органопрофиля почв исследуемого ряда должны
сохраняться и для нижележащих горизонтов исследуемой толщи, а
линии регрессии, характеризующие падение гумуса на единицу
глубины, должны быть относительно параллельными и отличаться только
количественным уровнем.
Однако в действительности (см. рис. 10) линии регрессии имеют
резко различные углы наклона и зачастую пересекаются между собой в
пределах профиля (см. рис. 10). Абсолютные величины коэффициента
регрессии возрастают от почв Украины до почв Заволжья более, чем

Таблица 31
Запасы растительной/продукции
в экосистемах различныхшочвенных провинций [296]
Провинция,
почва
Количсствофитомассы. г/м2
надземной
живой
отмегяней
подземной
живой
отмершей
общей
Отношение
надземной к
подземной
Украинская, 213 163 1675 792 2843 0,15
чернозем
обыкновенный
Среднерус- 190 380 910 1370 2850 0,25
екая, чернозем
типичный
Западно-Си- 169 407 1554 795 2925 0,24
бирская,
чернозем
обыкновенный
Таблица 32
Климатические показатели почвенных провинций
черноземной зоны восточно-европейской фации [183]
(усредненные данные по лесостепной и степной зонам)
Провинция
Коэффициент
континентальное™
Коэффициент
увлажнения
Высоцкого-Иванова
Сумма
температур выше +10°С
Годовая сумма
осадков, мм
Украинская 156 0,8 2850 467
Среднерус- 180 0,7 2687 438
екая
Заволжская 196 0,7 2337 387
в 2,5 раза. Это также невозможно объяснить различиями в
распределении корневых систем в профиле почв данного ряда без учета роли
процессов иллювиирования в формировании их гумусового профиля.
ПОДТИПОВЫЕ ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ И ФОРМИРОВАНИЯ
ГУМУСОВОГО ПРОФИЛЯ ЦЕЛИННЫХ ЧЕРНОЗЕМОВ
Анализ органопрофилей на подтиповом уровне показывает, что на
фоне равномерно-аккумулятивного распределения органического
вещества, характерного для черноземов, каждый подтип имеет свои
достаточно выраженные особенности и характеризуется свойственным ему
градиентом падения (коэффициент регрессии), который закономерно

Гумус, %
В It
J. y=7,8-0,№x
Z. у**8,5-0,068х
3. у**3,1 -0,075х
k y~S,2-0,083x
4 J2/
Рис. 11. Профильное распределение, уравнения и линии регрессии гумуса в различных подтипах черноземов ЦЧО
Черноземы: 1 - оподзоленные, 2 - выщелоченные, 3 - типичные, 4 - обыкновенные

возрастает от 0,064 в оподзоленных черноземах до 0,083 в
обыкновенных (рис. 11). При этом от обыкновенных черноземов к оподзолен-
ным нарастают различия между эмпирическими данными и
теоретическими линиями регрессии распределения гумуса. В обыкновенных
черноземах фактическое распределение гумуса достаточно хорошо
аппроксимируется теоретической линией регрессии. В типичных черноземах
кривая распределения гумуса усложняется и приобретает признаки
экспоненты, вследствие чего профильное распределение гумуса
приобретает черты регрессивно-аккумулятивного типа.
У северных подтипов черноземов (выщелоченных и оподзоленных)
распределение гумуса усложняется и характеризуется разнотипностью
в различных частях органопрофиля. Верхняя часть гумусового профиля
выщелоченных черноземов имеет регрессивно-аккумулятивный тип
распределения органического вещества, но в более выраженной форме,
чем у типичных черноземов, в то время как нижняя часть
характеризуется выраженным равномерно-аккумулятивным типом. В целом
профильное распределение гумуса выщелоченных черноземов приобретает
слабозаметные признаки элювиально-иллювиальной дифференциации.
У оподзоленных отмеченные для выщелоченных черноземов
признаки нарастают. Так, в верхней части профиля вогнутость кривой
распределения гумуса еще больше увеличивается, а в нижней -
равномерно-аккумулятивный тип распределения, характерный для
выщелоченных черноземов, сменяется регрессивно-аккумулятивным типом.
При этом у оподзоленных черноземов наблюдается укороченность
верхней половины гумусовой толщи и растянутость нижней. Все это
усиливает дифференциацию гумусового профиля оподзоленных
черноземов по элювиально-иллювиальному типу.
Отмеченные изменения профильного распределения гумуса в
генетически сопряженном ряду различных подтипов черноземов
свидетельствует об однонаправленном усилении влияния фактора,
обусловливающего перераспределение органического вещества в почвах. Вместе
с тем проведенный выше анализ на провинциальном и подзональном
уровнях свидетельствует об однозначности изменения их гумусовых
профилей в рассматриваемых таксонах и, следовательно, адекватности
факторов, их определяющих. Таким фактором, как уже отмечалось, по
нашему мнению, является водный режим почв, который обеспечивает
различную степень иллювиирования органического вещества и подти-
повое разнообразие гумусовых профилей черноземов.
ПРОЦЕССЫ ФОРМИРОВАНИЯ ОРГАНОПРОФИЛЯ ЧЕРНОЗЕМОВ
Для подтверждения высказанного предположения о причинах
видоизменения гумусового профиля в генетически сопряженном ряду
черноземов проанализируем степень влияния известных факторов,
определяющих формирование гумусового профиля (биологическая
продуктивность, распределение корней, условия разложения растительных
остатков).

s
8
-a 7
%e
5
ч
3
z
I
-^l^OMacca
s>
■roo
f
1
ho
§
-1
G
•1"
1
\zo
1
.^
; ^^
&
- ^
|ъ
tj
ufe
-
-
-n
■
1
1 \"
' 3
;
z
3
Oc
at
г-
8\
Kb
r-
№&Я$Г-
1
2
3
I i
Y~h
13
~~~~^<~
1 Z 3
-
-
-
-
zzo
780
-j
/40-
700-
-
80 -
-
zo -
7DO
I
500Ш
|
300 %
700
Южные Обшно- Типич- Выщела- Опа8зо-
8енные ные ченные ленные
Рис. 12. Схема изменения мощности гумусового профиля (2), содержания (7)
и запасов (5) гумуса, фитомассы и осадков в сопряженном ряду черноземов
ЦЧО
По данным [258], количество надземной фитомассы увеличивается
с юга на север (от южных к оподзоленным черноземам) от 20-40 до 40-
100 ц/га, тогда как количество корневой массы в этом же направлении
уменьшается от 180-200 до 130-150 ц/га (рис. 12). Аналогичные
закономерности изменения биопродуктивности различных подтипов
целинных черноземов наблюдаются и в других регионах [217].
Все это свидетельствует о том, что между мощностью гумусового
профиля, содержанием и запасами гумуса в черноземах, с одной
стороны, и количеством растительной фитомассы - с другой, нет
однозначной корреляции. Более того, количественное изменение фитомассы
не может обусловить отмеченные качественные изменения гумусовых
профилей в рассматриваемом ряду (от равномерно-аккумулятивного до
элювиально-иллювиально-дифференцированного). Кроме того,
изменение надземной фитомассы приводит к повышению содержания гумуса в
профиле лишь до подзоны типичных черноземов. Далее к северу,
несмотря на увеличение количества надземной фитомассы, содержание
гумуса снижается. Также не наблюдается однозначной корреляции
между мощностью гумусовой толщи и глубиной проникновения корней
(табл. 33).

Таблица 33
Распределение корней в почвенном профиле
в зонах разного увлажнения, %* [292]
Зона по степени
увлажнения
Гумусовая толща
Пахотный слой
Подпахотный слой
Материнская порода
Достаточного увлаж- 87 9 4
нения
Засушливая 54 21 25
* Средние данные для зоны.
Как и в случае с надземной фитомассой, корреляция содержания
гумуса с корневой массой к югу от типичных черноземов
отрицательная, а к северу - положительная.
Несоответствие массы и глубины распространения корней, с одной
стороны, и характера гумусового профиля - с другой, весьма
объективно показывает в своих работах М.М. Кононова [163], которая
отмечает, что "...прямую связь между содержанием гумуса и количеством
живой и отмирающей растительной массы установить не удается".
Следовательно, концепция инситного формирования органопрофиля
черноземов не может объяснить всех отмеченных подтиповых
особенностей гумусового профиля. Изменение гумусного состояния
рассматриваемых черноземов с юга на север нельзя также объяснить
адекватным изменением скорости разложения растительных остатков и
величиной коэффициента гумификации. Хорошо известно, что с юга на
север уменьшается количество микроорганизмов и их биохимическая
активность. Иначе говоря, в указанном направлении скорость
минерализации растительных остатков, поступающих в почву и на почву,
однозначно падает [43, 162, 300].
Если сопоставить массы углерода корней и углерода гумуса в
профиле целинного чернозема, то между ними не наблюдается
соответствующей однородной корреляции [43, 248]. Так, в самом верхнем
слое 0-10 см на единицу углерода корней приходится 8 единиц гумуса, в
слое 30-40 см преобладание С гумуса над С корней составляет 60, на
глубине 50-60 см - 100 и на глубине карбонатноготоризонта на единицу
углерода корней приходится 122 единицы гумуса (табл. 34).
В гумусовом профиле черноземов отмечается фракционирование
гумусовых веществ, т.е. относительное нарастание доли миграционно-
способных ГК-2 с глубиной [248]. Свидетельством водной миграции
органических веществ в черноземах является неравномерная пропитка
гумусовыми веществами минеральной почвенной массы: повышенное
содержание их в кутанах, покрывающих грани педов, по сравнению с
внутрипедной массой [196]. Причем указанное явление нарастает от
южных черноземов к северным подтипам. Миграцию органического
вещества в профиле также подтверждают лизиметрические исследова-

Таблица 34
Содержание углерода гумуса и корней в 'профиле типичного чернозема [43]
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
110-120
120-130
130-140
140-150
52
52
38
.38
32
32
29
24
21
12
11
11
6
5
5
Глубина, см
•С, гг/га
гумуса
корней
С гумуса
С корней
6,84
1,23
0,95
0,59
0,68
0,32
0,27
0,18
0,1:8
ОД 4
0,09
0,14
0,09
0,09
0,05
8
42
40
64
47
100
107
133
113
86
122
80
66
55
100
Примечание. Содержание углерода в корнях степных трав условно
принято равным 45%.
ния, проведенные на черноземах [153, 250]. По нашим расчетам,
концентрация органического вещества в растворе составляет величину,
достаточную для формирования даже современного гумусового
профиля черноземов (табл. 35).
Подтверждением нашим выводам о наличии иллювиирования
гумусовых веществ в процессе черноземообразования, и,
следовательно, роста гумусового профиля вниз, служит профильная гетеро-
хронность гуминовых кислот, датированных радиоуглеродным методом.
Последняя, по мнению А.Е. Черкинского [326], обусловлена наряду с
другими процессами [273] иллювиированием гумусовых веществ в
черноземах.
С большой вероятностью можно утверждать, что возраст гумуса
нижних горизонтов черноземов, равный примерно 6-7 тыс. лет [92,
196], показывает время существования полнопрофильной почвы.
Возраст гумуса верхних горизонтов черноземов, по нашему мнению,
показывает время возможного цикла или кругооборота углерода гумуса в
системе живое вещество-гумус-атмосфера, в течение которого
практически весь углерод этого горизонта, вовлеченный в цикл гумусообра-
зования, в результате процесса минерализации теряется почвой или
полностью омолаживается [279, 377]. При этом цикл круговорота
углерода гумуса различных горизонтов черноземов неодинаков и возрастает
сверху вниз. Следовательно, с определенной долей вероятности можно
считать, что возраст черноземов равен возрасту гумуса самого нижнего

Таблица 35
Время формирования гумусового профиля типичного чернозема
за счет водорастворимого органического вещества (РОВ)
Мощность слоя,
см
Запасы гумуса,
т/га
Годовое
поступление РОВ гумуса,
т/га
Время,
необходимое для
формирования, лет
Возраст гумино-
вых кислот, лет
(196)
0-100 531 0,285 1863 1680-4020
100-150 66 0,0128 5156 6100-6700
Примечание. При расчетах времени формирования метровой толщи
исходили из того, что за осенне-зимне-весенний период среднее поступление воды в почву
составляет 285 мм, а концентрация РОВ, поступающих только из ветоши на
поверхность почвы, равна в среднем 100 мг/л за год. При расчетах поступления в толщу 100-
150 см среднегодовое поступление воды в почву принимали равным 64 мм, а
концентрацию РОВ в лизиметрических водах - равной 20 мг/л [153,250,288,331].
слоя органопрофиля плюс время достижения почвой квазиравновесного
состояния.
Представленные данные убедительно показывают правомерность
предположения о наличии процессов внутрипрофильного
перераспределения органического вещества в черноземах. Рассматривая
возможные изменения интенсивности миграции органического вещества в
исследуемом ряду черноземов, мы видим логическую взаимосвязь их с
изменением форм гумусовых профилей. Так, с юго-востока на северо-
запад однонаправленно нарастает степень гумидности почвенного
профиля и, соответственно, увеличивается интенсивность нисходящего
тока влаги. В этом же направлении возрастает количество лабильных
органических веществ, образующихся при трансформации
растительных остатков. Наложение этих двух процессов приводит к
интенсификации иллювиирования гумусовых веществ в профиле. Изменение
интенсивности последнего в сочетании с основным инситным процессом
гумусообразования и обусловливает однонаправленное изменение
характера профильного распределения гумуса черноземов от равномерно-
аккумулятивного в обыкновенных до элювиально-иллювиально-диф-
ференцированного - в оподзоленных.
ИЗМЕНЕНИЕ ГУМУСОВОГО ПРОФИЛЯ ЧЕРНОЗЕМОВ
ПРИ РАСПАШКЕ
Естественная эволюция почв вообще и эволюция, обусловленная
хозяйственной деятельностью человека, в частности, волновала
ученых задолго до появления почвоведения как самостоятельной науки
[191]. Эволюционный принцип развития почв стал краеугольным
камнем парадигмы В.В. Докучаева. Он устанавливает "... закон прогресса
и регресса почв, или вечной изменяемости их ... во времени и
пространстве, закон, гласящий, что почва, как и любой растительный и
животный организм, вечно живет и изменяется" [185].

В последокучаевский период теория изменчивости почв во времени
разрабатывалась многими учеными [91, 144, 240, 253, 371]. В последнее
время в литературе все чаще высказывается мысль о том, что
эволюция почв неразрывно связана с эволюцией ландшафта с изменением
экологических условий, в равновесии с которыми находится на
определенном этапе своего развития почва. Причем изменение факторов
природной среды, исходя из неодокучаевской формулы соответствия:
факторы почвообразования - процессы почвообразования - почвы,
должно отражаться, фиксироваться, "записываться" в тех или иных
свойствах почвенного тела [37, 291, 295, 367]. Высказанные идеи и
подходы авторов этих работ открывают новые возможности в разработке
теории эволюции почв.
В условиях усиливающегося антропогенного воздействия вполне
оправданно ожидать качественные и количественные изменения в
естественном ходе процесса эволюции почв. До тех пор, пока
изменения будут ниже порога чувствительности почвы, как отражающей
системы, будет сохраняться естественный ход эволюции, согласованный
с общим направлением развития ландшафта на данном отрезке
времени. Если антропогенные изменения достигнут такого уровня, когда
они превысят нижний порог чувствительности записывающего
свойства, то, очевидно, они будут сопровождаться сменой естественной
направленности эволюции почв. В этом случае произойдет расбаланси-
ровка общего хода эволюции ландшафта. Компоненты биогеоценоза
(ландшафта), не подверженные в равной степени с почвой воздействию
человека, неразрывно взаимодействуя между собой, будут стремиться
выровняться в своей трансформации с почвой.
При достижении равновесия (сбалансированности) компонентов
система в целом переходит в новое состояние, в иное качество,
характеризующееся определенным (отличным от исходного)
функционированием, составом и свойствами компонентов. Последнее есть ни что
иное, как смена факторов и условий почвообразования, что является
первопричиной — двигателем эволюционного процесса почв. Это
вызовет новый этап в жизни почвы, в направлении ее временной
изменчивости (прогрессивном, регрессивном), что в конечном итоге снова
приведет систему к качественным изменениям и новым циклам эволюции.
В этой связи очень важно и необходимо знать характер и
направленность изменения современного почвообразовательного процесса. Без
такой информации трудно представить будущее состояние не только
почвы, но и природы, а в конечном плане и жизни на Земле.
В настоящее время в литературе нет единого мнения о характере и
сущности почвообразовательного процесса в почвах, используемых в
сельском хозяйстве. Одни исследователи считают, что в почвах агро-
ценозов протекает зональный процесс почвообразования,
принципиально не отличающийся от почвообразования в естественных экосистемах
[190]. Другие полагают, что в почвах пашни развивается особый
процесс, со своей спецификой, особенностями и характером эволюции, и
по сути отличный от естественного.

Результаты наших исследований по изучению изменений состава и
свойств черноземов показали существенную их трансформацию под
воздействием антропогенного фактора. При длительном использовании
почв в сельском хозяйстве изменения приобретают не временный
циклический, а направленный характер, приводящий к формированию
необратимых процессов и соответствующих им свойств.
В основе антропогенной изменчивости почв лежит нарушение
квазиравновесного состояния между факторами почвообразования и
•процессами, составляющими суть почвообразования. Хозяйственная
деятельность человека по своему (влиянию неодинаково воздействует
на основные факторы-почвообразователи. Чаще всего она фиксируется
на почвенном климате и биоте, при этом не исключается прямое или
опосредованное влияние антропогенеза на другие факторы.
Учитывая, что все они равнозначны по своему влиянию на
формирование почвенного тела, на что неоднократно указывал в своих
работах В.В. Докучаев, все же следует иметь в виду, что в конкретных
экологических условиях тот или иной фактор может иметь
приоритетное значение среди остальных. При этом чаще всего
основополагающая, ведущая роль в конкретном почвообразовании отводится
гидротермическим условиям и живой части почвы. Нарушая и изменяя
базовые факторы почвообразования, человек своей производственной
деятельностью изменяет ход и направление почвенных процессов,
результаты которых отражаются в глубокой трансформации свойств
почв.
Правомерность высказанных положений достаточно убедительно
подтверждается результатами исследований эволюции гумусового
профиля целинных черноземов при их сельскохозяйственном
использовании [212]. Прежде чем приступить к рассмотрению изменений
гумусового профиля черноземов при распашке необходимо отметить
следующие моменты.
Смена естественной растительности монокультурой приводит,
с одной стороны, к снижению поступления органического материала
в почву, с другой - к относительному выравниванию его количества
в ряду рассматриваемых подтипов. Вместе с этим отмеченная смена
растительности приводит, как известно, к изменению водного режима
в сторону гумидизации [71, 154].
Таким образом, снижение поступления количества растительных
остатков в почву при усилении увлажнения как бы сдвигает процесс
черноземообразования в рассматриваемом ряду подтипов в гумидную
сторону (северных подтипов). Однако, если учесть, что указанные
изменения не столь велики по сравнению с таковыми на подтиповом
уровне, то следует ожидать неадекватности изменений гумусового
профиля в результате антропогенного воздействия.
Как известно, гумусовый профиль черноземов формируется при
трансформации органического вещества растительных остатков.
Соответственно, максимум гумуса приурочен к зонам максимального
содержания растительных остатков и наибольшей интенсивности

микробиологической деятельности, обусловливающей их
гумификацию.
В целинных черноземах расположение этих двух зон совпадает и
всегда приурочено к верхней толще 0-5 см. Это определяет
абсолютный максимум содержания гумуса в этой толще, ниже которой
происходит резкое снижение его количества, но в значительно меньшей
степени, чем снижение биомассы корней с глубиной. Последнее
указывает на наличие процесса перераспределения органического
вещества в профиле черноземов. И, видимо, роль этого процесса с глубиной
возрастает, о чем было сказано ири рассмотрении органопрофилей
целинных черноземов.
В пахотных черноземах процессы, обусловливающие формирование
гумусового профиля, сохраняются. Но интенсивность их меняется.
Гумусообразование ослабевает в результате снижения количества
растительных остатков, поступающих в почву, а также несовпадения
зон максимального накопления корневой биомассы и интенсивной
микробиологической деятельности. Максимум корневой биомассы
перемещается в слой 5-10 см на глубину заделки семян, а зона
максимально возможной микробной деятельности по-прежнему остается
в поверхностном слое. Наряду с этим в пахотных почвах в результате
изменения их водного режима возрастает интенсивность миграционных
процессов [71, 154].
Несовпадение зон максимального накопления растительных
остатков и микробиологической деятельности приводит к усилению
процесса минерализации собственно гумусовых веществ в верхнем
(0-5 см) слое. Более того, он провоцируется ежегодной перепашкой
почвы с оборотом пласта, при котором пополняется энергетический
материал для микробиологической деятельности не в виде
растительного опада, как в целинных черноземах, а в форме вновь
образованных гумусовых веществ.
Таким образом, с одной стороны, в пахотных черноземах в
верхней части почвенной толщи процесс гумусонакопления протекает
более медленно, а минерализация вновь образованного гумуса идет
более быстро. С другой стороны, перепашка почвы приводит к
нарушению (прерыванию) единого процесса гумусообразования и
перераспределения во всей гумусовой толще. Это в конечном итоге даже
без учета процесса отчуждения органического вещества с урожаем
сдвигает его баланс по всему профилю в отрицательную сторону.
Исходя из изложенной выше концепции гумусонакопления в
пахотных почвах, правомерно говорить о неравномерности потерь гумуса в
ряду исследуемых подтипов черноземов. Минимальные потери гумуса
при сельскохозяйственном использовании, видимо, будут наблюдаться у
типичных черноземов, а к югу и к северу от них - нарастать: в
последнем случае за счет усиления выноса его за пределы профиля, а у
обыкновенных черноземов - за счет усиления процессов минерализации
органического вещества.
Черноземы обыкновенные. В результате их использования в сель-

Гумус, "la
Рис. 13. Профильное распределение, уравнения и линии регрессии гумуса в
пахотных и целинных черноземах обыкновенных
/ - целина; 2 - пашня
скохозяйственном производстве потеряли в среднем около 2% гумуса в
верхнем слое. В настоящее время в этой части профиля они содержат в
среднем по подзоне 6,6% гумуса (табл. 36). Мощность гумусовой
толщи составляет 70-75 см. Запасы гумуса в метровой толще достигают
468 т/га и в гумусовом профиле (горизонт А + АВ) - 407 т/га.
Распределение гумуса по профилю чернозема обыкновенного в общем плане
сходно с описанным выше для типа в целом и характеризуется
аккумулятивным типом, по Б.Г. Розанову [259], или
постепенно-убывающим - по Л.А. Гришиной и Д.С. Орлову [107].
Профильное изменение содержания гумуса с глубиной в каждом
генетическом горизонте имеет свои особенности (рис. 13). Верхняя
часть гумусового горизонта (А1) имеет ярко выраженный прогрессивно-
аккумулятивный подтип (выпуклый характер кривой) распределения
гумуса, аппроксимируемый функцией у = ах. В горизонте АВ, в его
верхней части, указанный характер распределения гумуса сменяется
равномерно-аккумулятивным (постепенное равномерное снижение
содержания с глубиной), описываемым уравнением прямой (у = кх + Ь).
В нижней части горизонта АВ и далее в горизонте В распределение
гумуса приобретает черты регрессивно-аккумулятивного подтипа,
аппроксимируемое функцией у = logoX. В соответствии с
неоднозначностью функций, описывающих распределение гумуса в различных
частях профиля, отмечается неодинаковая величина градиента его
падения на единицу глубины профиля. В горизонтах Апах и А1 градиент

Таблица 36
Статистические показатели содержания (в %) и запасы гумуса в профиле обыкновенных черноземов пашни
Глубина, см
0-10
10-20
20-30
3(М0
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
110-120
120-130
130-140
140-150
л
384
384
384
384
384
384
384
362
325
321
324
314
318
308
312
X
6,6
6,4
6,0
5,2
4,3
3,5
2,6
2,0
1,5
1,1
0,9
0,8
0,7
0,7
0,6
Статистические показатели*
max
8,8
8,3
7,9
6,5
5,6
4,5
4,2
3,0
3,0
2,3
1,2
1,2
1,0
0,8
0,8
min
5,2
5,1
4,2
3,6
2,4
2,0
1,5
1,3
0,9
0,7
0,7
0,6
0,5
0,5
0,5
S
0,78
0,62
0,88
0,69
0,76
0,63
0,71
0,43
0,47
0,36
0,15
0,17
0,12
0,13
0,08
Sf
0,15
0,12
0,16
0,14
0,14
0,13
0,14
0,09
0,09
0,08
0,03
0,04
0,03
0,05
0,02
V.%
11,6
9,4
14,6
12,9
17,9
17,2
26,9
20,5
30,7
29,1
17,2
20,3
16,7
19,6
13,5
Запасы гумуса,
т/га
75,2
73,6
70,2
60,8
50,3
42,0
32,2
25,4
19,6
14,7
12,3
11,2
10,0
10,1
8,9
Градиент
падения
содержания
гумуса, %/дм
_
0,2
0,4
0,8
0,9
0,8
0,9
0,6
0,5
0,4
0,2
0,1
0,1
0,0
0,1
* См. примечание к табл.

падения гумуса в среднем составляет 0,35 %/дм. Однако величина его
в пределах рассматриваемой толщи неодинакова и варьирует от 0,2
в верхней части до 0,8%/дм - в нижней. В этом слое градиент
возрастает с глубиной в арифметической прогрессии.
Неравномерность изменения данной величины, видимо,
обусловлена нарушением естественного распределения гумуса в верхней части
профиля периодической перепашкой. В горизонте АВ эта величина
достигает максимума и на протяжении всей толщи горизонта
практически не изменяется, составляя 0,9%/дм, что, на наш взгляд, в
наибольшей степени соответствует градиенту падения гумуса у подтипа
обыкновенных черноземов до их распашки. То есть, это величина
может служить диагностическим показателем падения количества гумуса
с глубиной в обыкновенных черноземах.
Правомерность выбора горизонта АВ за эталонный показатель
исходного распределения гумуса обоснована известной
консервативностью свойств почвы (химических, физико-химических, физических) в
данном горизонте [197, 213, 214]. Дополнительным подтверждением
правомерности выбора горизонта АВ за эталон может служить
близость величин градиентов падения в горизонте АВ и в нижней части
горизонта А1. Предваряя последующий анализ других подтипов
черноземов, отметим, что градиент падения гумуса в горизонте АВ
обыкновенных черноземов максимален по абсолютной величине не только
внутри профиля данного (подтипа), но и среди всех рассматриваемых
подтипов.
На границе перехода горизонта АВ в горизонт В градиент резко
падает до 0,5-0,6%/дм и в дальнейшем сохраняет эту направленность
изменения до нижней границы горизонта В. В нем кривая
распределения гумуса является зеркальным отражением таковой в горизонте А1
и может быть описана функцией у = log^, свидетельствующей о ее
вогнутом характере.
Ниже горизонта В градиент падения резко уменьшается до
0,1-€,2%/дм и далее практически не изменяется с глубиной, что говорит
об очень постепенном и равномерном снижении гумуса в нижней части
почвенного профиля (горизонты ВС и С). Такая величина градиента
падения содержания гумуса с глубиной является диагностическим
показателем для нижней части почвенной толщи, подстилающей гумусовый
профиль.
Рассматривая причины, обусловливающие отмеченные особенности
распределения гумуса как в отдельных генетических горизонтах, так и
в профиле обыкновенных черноземов в целом, остановимся еще раз на
анализе распределения корневых остатков в профиле почв - источнике
гумусообразования.
Сравнивая распределение массы, углерода корней и гумуса
черноземов (см. табл. 34), видим, что резко убывающее, скачкообразное
уменьшение массы корней с глубиной неадекватно относительно
равномерному распределению гумуса в профиле обыкновенных
черноземов. К примеру, запасы корней в 10-сантиметровой толще состав-

ляют 50%, в 30-сантиметровой - 80% и лишь 20% приходится на
нижнюю часть профиля. Запасы гумуса же распределяются относительно
равномерно как в 0-30-сантиметровой толще (17% в слое 0-10 см, 16%
в слое 10-20 см, 15% в слое 20-30 см), так и в толще 0-100 см (около
50% в слое 0-30 см и 50% в слое 30-100 см).
Относительно плавное распределение гумуса, с одной стороны,
и количественное несоответствие его с запасами корневой биомассы
в соответствующих слоях - с другой, трудно объяснить выравнивам»-
щим влиянием коэффициента гумификации, который мог бы привести
к сглаживанию количественных различий в распределении источника
и продукта процесса гумусообразования. По нашему мнению, одним из
факторов, обусловливающим указанные выше явления, по-видимому,
является нисходящий ток влаги, приводящий к перераспределению
гумусовых веществ и к сглаживанию кривой.
Влияние нисходящих токов влаги на формирование гумусового
профиля обыкновенных черноземов подтверждается совпадением
мощностей гумусового профиля и зоны активного промачивания [289].
Экспоненциальный характер распределения гумуса в нижней части профиля,
присущий миграционным процессам, видимо, обусловлен периодическим
сезонным промачиванием более глубоких слоев почвенной толщи.
Этим, очевидно, объясняется относительно равномерное распределение
столь малого количества гумуса в этих горизонтах, что невозможно
объяснить образованием его in situ при разложении корневых остатков.
Отмеченные явления не оставляют сомнений о влиянии иллювииро-
вания на формирование гумусового; профиля обыкновенных
черноземов.
Резюмируя проведенный анализ гумусового профиля и факторов^
обусловливающих его формирование, можно заключить, что ведущим
фактором в образовании гумуса обыкновенных черноземов является
процесс гумификации растительных остатков in situ. В формировании
же гумусового профиля заметную роль играет внутрипрофильное
перераспределение гумусовых веществ.
Количественная оценка изменений содержания, и запасов гумуса в
профиле обыкновенных черноземов при их сельскохозяйственном
использовании показывает, что потери гумуса в метровой толще
составили в среднем 82 т/га, или 18% от запасов в целинных черноземах
(табл. 37). При этом необходимо отметить, что потери гумуса в
различных слоях гумусового профиля неодинаковы как в абсолютных, так
и в относительных величинах. Наибольшие потери гумуса
наблюдаются в самом верхнем 10-сантиметровом слое. С глубиной потери гумуса в
абсолютных процентах снижаются, что обусловлено соответствующим
изменением величин содержания гумуса с глубиной.
В этой связи более корректным и информативным показателем
количественных изменений гумуса в различных частях профиля
является оценка величин потерь гумуса в соответствующих слоях в
относительных единицах. Именно эти данные показывают, что в гумусовом
профиле обыкновенных черноземов при их сельскохозяйственном ис-

Таблица 37
Изменение содержания гумуса В обыкновенных черноземах пашни
(по отношению к целинным)
Глубина,см
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
110-120
120-130
130-140
140-150
0-50
50-100
100-150
0-150
Изменение содержания, %
абсолютное
-2,0
-1,0
-0,6
-0,4
-0,6
-0,6
-0.7
-0,4
-0,3
-0,3
+0,1
0
0
0
0
-
-
-
-
относительное
-30,3
-16,6
-10,0
-7,7
-13,9
-17,1
-26,9
-20,0
-20,0
-27,3
+ 11,1
0
0
0
0
-
-
-
-
т/га
-22,8
-11,5
-7,0
-4,7
-7,0
-7,2
-8,7
-5,0
-3,9
-4,0
+ 1,4
0
0
0
0
-53,0
-28,8
+ 1,4
-80,4
пользовании выделяются две зоны наибольших потерь гумуса в
верхней и нижней частях профиля. Абсолютный минимум потерь приурочен
к самой верхней части подпахотной толщи.
Отмеченная неравномерность изменения гумуса в профиле
обыкновенных черноземов, очевидно, связана с разными причинами. В верхней
части это связано с нарушением строения органопрофиля целинных
черноземов: уничтожением степного войлока и слоя дернины, а также
с изменением естественного процесса гумусообразования и гумусонакоп-
ления при распашке этих почв.
В то же время однозначно можно сказать, что потери гумуса в
нижней части обусловлены усилением миграционных процессов в пахотных
черноземах, т.е., выносом подвижного органического вещества за
пределы профиля. Объяснить это только усилением степени
минерализации [332] трудно, поскольку при распашке увеличивается количество
подвижного гумуса, о чем ярко свидетельствует абсолютный минимум
потерь в подпахотном слое и, соответственно, большее его
поступление в нижнюю часть.
Усиление роли миграционных процессов в изменении гумусового
профиля пахотных черноземов подтверждается также направлением
изменения типа распределения, градиента падения и угла наклона
линий регрессии (см. рис. 13).

Следует подчеркнуть также, что наибольшие потери, в
особенности в верхней части профиля, произошли на начальном этапе
окультуривания при переходе почвы из одного равновесного состояния в
другое. В последующем при достижении квазиравновесного состояния и
тех же технологиях сельскохозяйственного производства изменения
содержания гумуса будут происходить относительно медленно и с
некоторыми различиями по годам в зависимости от динамики естественных
и антропогенных факторов.
Последнее, видимо, и является причиной неоднозначности мнений
о динамике содержания гумуса в почвах при сельскохозяйственном
использовании, основанных, как правило, на дискретных наблюдениях
в отдельных немногочисленных разрезах.
Таким образом, потери гумуса в пахотных черноземах обусловлены
не только усилением скорости минерализации, но и изменением
процессов гумусообразования, гумусонакопления и перераспределения
органического вещества в почвенном профиле. Последнее дает
основание высказать предположение, что в типичных черноземах,
сформированных в более гумидных условиях, влияние миграционных процессов
на вариации гумусового профиля будет сказываться в большей степени
и, видимо, будет сопровождаться увеличением мощности гумусового
профиля вследствие увеличения глубины зоны активного промачивания,
снижением градиента падения гумуса с глубиной и увеличением его
содержания в горизонте В.
Черноземы типичные. Сельскохозяйственное использование
типичных черноземов приводит к неадекватному изменению содержания
гумуса в профиле этих почв по сравнению с обыкновенными. В
типичных черноземах, с одной стороны, происходит значительное снижение
его количества в самой верхней части гумусовой толщи, с другой -
увеличение содержания гумуса в результате его перераспределения в
средней части профиля по сравнению с целинными аналогами (рис. 14,
табл. 38). Все это приводит к появлению ряда особенностей в
профильном распределении гумуса в этом подтипе в сравнении с другими
исследуемыми пахотными черноземами.
Типичные черноземы пашни в отличие от обыкновенных содержат
в верхнем горизонте больше гумуса (7,2%). Их гумусовый профиль
более растянут, нижняя граница его залегает в среднем на 15—20 см
ниже, чем у обыкновенных черноземов. В целом профиль охватывает
приблизительно метровую толщу. Запасы органического вещества
здесь составляют > 500 т/га, что превосходит примерно на 60 т/га
запасы в обыкновенных черноземах. Так же, как и в обыкновенных,
распределение гумуса по профилю типичных черноземов в общем
плане относится к аккумулятивному типу распределения веществ, по
Розанову [259], или постепенно убывающему, по Л.А. Гришиной и
Д.С. Орлову [107].
Вместе с тем реально существующее распределение гумуса по
профилю может быть описано опять-таки лишь кривой Гаусса или же

Рис. 14. Профильное распределение, уравнения и линии регрессии гумуса в
пахотных и целинных черноземах типичных
/ - целина; 2 - пашня
несколькими математическими функциями при расчленении кривой
распределения на части.
Отличительной особенностью распределения гумуса в профиле
типичных черноземов является подчинение большей части гумусовой
толщи и верхней части горизонта В одной функциональной линейной
зависимости (у - кх + Ь). Кроме того, кривизна экспоненты у типичных
черноземов в нижней части профиля; (вторая половина горизонтов В и
ВС) выражена слабее, чем в обыкновенных черноземах. То есть,
гумусовый профиль типичных черноземов более растянут, имеет более
сглаженный, плавный характер изменения содержания гумуса с глубиной.
Эти особенности, исходя из наших предположений, могут быть
обусловлены лишь миграционными процессами и никак не связаны а
различиями в распределении корней. Масса корней у типичных черно^
земов примерно соответствует или даже меньше, чем у обыкновенных
черноземов, а различие в их распределении еще более несопоставимо
с распределением гумуса.
Наличие процессов иллювиирования гумуса подтверждает рассчиг
тайный нами градиент падения его содержания в дециметровых слоях
профиля (табл. 39). В пахотном горизонте эта величина полностью
соответствует таковой, характерной для данного слоя обыкновенных
черноземов.
Такая аналогия свидетельствует о некоторой закономерности,
свойственной пахотным горизонтам черноземов. Она проявляется в нара-

Таблица 38
Изменение содержания гумуса в типичных черноземах пашни
(по отношению к целинным)
Глубина, см
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
110-120
120-130
130-140
140-150
0-50
50-100
100-150
0-150
Изменение содержания, %
абсолютное
-2,0
-0,5
-0,1
+0,2
+0,1
+0,2
+0,4
+0,2
+0,1
-0,2
0,0
-0,1
-од
-0,1
-0,1
-
-
-
-
относительное
-27,8
-7,1
-1,5
+3,4
+2,0
+4,5
+ 10,2
+6,2
+3,8
-10,0
0,0
-7,7
-22,2
-11.1
-12,5
-
-
-
-
т/га
-20,8
-5,4
-1,1
+2,2
+ 1,1
+2,3
+4,7
+2,4
+ 1,3
-2,6
0,0
-1,3
-2,6
-1,4
-1,3
-24,0
+8,1
-6,6
-22,5
стании градиента падения содержания гумуса в 2 раза от верхней части
к нижней. В целом наличие градиента падения гумуса и возрастание его
с глубиной в пределах перепахиваемой толщи указывает на то, что
скорость процессов гумусообразования и перераспределения продуктов
этого процесса происходит достаточно быстро, практически в течение
одного года. Правомерность этого предположения подтверждает ряд
работ [75, 78, 94, 124, 231] и наши данные о динамике гумуса в
пахотном горизонте в годичном цикле.
В типичных черноземах, так же как и в обыкновенных, на границе
перехода пахотного горизонта в подпахотный А1 отмечается резкое
возрастание величины градиента падения гумуса. В лежащем ниже
горизонте АВ эта величина по отношению к соответствующему слою
обыкновенных черноземов уменьшается и составляет примерно
0,7%/дм, но сохраняет свое значение на большей глубине, захватывая
даже верхнюю часть горизонта В. Меньшая величина градиента
падения содержания гумуса в горизонте АВ типичных черноземов по
отношению к обыкновенным является подтиповым диагностическим
показателем, отличающим их от последних.
На границе перехода горизонта АВ в горизонт В практически не
наблюдается резкого перепада величины градиента, характерного для
обыкновенных черноземов. Также не отмечается резкого падения
градиента в горизонте В. Вместе с тем в верхней части горизонта ВС про-

s
X
Э
ш
8 е-
ГЧ "Ч" оо С^ Г- int—vOvOU-lM-^O —
о"оо*о*о"о"оо*ооооо"о
о
S
о
X
о.
Ф01«0*ЧЮОООО\0«ОЮМО
X
Э"
S
с
S
Е-
U
ч
S
■е-
о
о.
с
Г; С\ "f У5 -^ О N olt N vq N » (Л О -^
N О —" г| Ч SO ON N 1Л f*l Ov <N DO —" N
oo r*i r*i r*i m r*i
v*> m о о m
8 2 8
о oooooooooooo'o'o''
я
я
X
t
m
0\t^t^(^t^r-t^r-\O't,t'4'NfON
o*oooo"o*o'ooo'o*ooo*o
ч ч ч ч ^. ". ^ °. "i m. °°* f4. ^. ^. ч
in <л tn Ч-' fO гл N N м" -* О d О О d
S
X
«
о.
U
я:
о
Ч т. Ч N. "1 "l ^ °1 N. м. m. N. °°. ^. Ч
оСоСоСоог-^чо'и-Г"<зг"<зггп'о4'с4'^'---«
S
с;
и

free
О
С
U
S
Ьй
о
ч>
т
S
Е-
о
s
Й
О
9. ^. °°. ". Ч °i °1 Ч Ч ^. п. °i °i °°.
00000000000000ЮГПМО1'"• —■■—«О
8 О О О О О _:
-н Г) П ^Ю _*
оооооосЬооооосЬсЬо *

исходит возрастание его по отношению к этим величинам в
соответствующей толще обыкновенных черноземов. В нижележащей толще
горизонта ВС у типичных черноземов, как и у обыкновенных, величина
градиента падения стабилизируется на уровне 0,1%/дм.
Таким образом, отмеченные особенности: менее резкие изменения
градиента в горизонте В и более значительные в верхней части
горизонта ВС свидетельствуют о большем поступлении гумусовых
веществ в горизонты В и ВС типичных черноземов по сравнению с
обыкновенными. Такие различия могут быть обусловлены неодинаковой
периодичностью и глубиной сезонного промачивания почвенной толщи,
влияющих на миграцию гумусовых веществ в указанные горизонты.
Правомерность высказанного предположения об увеличении
количества гумуса в верхней части подгумусовой толщи (горизонты В и ВС)
подтверждается немногочисленными данными лизиметрических
исследований вертикальной водной миграции органического вещества в
типичных черноземах [153, 231].
Данные показывают, что концентрация органического вещества в
почвенном растворе составляет значительную величину. К примеру, на
глубине 10 см концентрация С составляет 25 мг/л, на глубине 100 см -
12 мг/л и на глубине 150 см - 9 мг/л. То есть, содержание
растворенного органического углерода как в гумусовой толще (100 см), так и в
подгумусовой (150 см) примерно одинаково (12 и 9 мг/л). При этом
следует заметить, что последние величины не столь значительно
(примерно в 2-2,5 раза) отличаются от таковых для самого верхнего
10-сантиметрового слоя гумусовой толщи. Также необходимо
подчеркнуть, что концентрация водорастворимого гумуса относительно мало
меняется по сезонам года (примерно в 2 раза).
Все отмеченное выше свидетельствует о том, что в профиле
типичного чернозема в течение всего годового цикла содержится
значительное количество подвижного органического вещества, способного к
перемещению с нисходящим током влаги на достаточно большую
глубину.
Отсутствие ярко выраженной сезонной динамики концентрации
водорастворимого гумуса (РОВ) в типичных черноземах позволяет
предположить, что концентрацию РОВ, мигрирующих с нисходящим
током влаги, определяют не столько продукты разложения
растительных остатков, сколько чисто гумусовые вещества, насыщенные
кальцием, относительно химически инертные, неспособные к дальнейшему
насыщению и осаждению даже в карбонатном горизонте черноземов.
Миграция их определяется, видимо, лишь интенсивностью и глубиной
проникновения поступающей в почвенный профиль влаги. Миграцион-
носпособной фракцией гумусовых веществ, по мнению ряда авторов
[246, 248], в черноземах является ГК-2, связанная с кальцием.
Заключая анализ гумусового профиля типичных черноземов, можно
сказать, что у данного подтипа по сравнению с обыкновенными
черноземами в формировании гумусового профиля большую роль играет
процесс перераспределения ОВ в результате водной миграции. Последнее

в значительной степени и определяет подтиповые особенности в
строении гумусового профиля черноземов типичных.
Изменения содержания гумуса в типичных черноземах пашни по
сравнению с таковыми в обыкновенных менее существенны и
неоднозначны по профилю. Потери гумуса в типичных черноземах примерно
в 5 раз меньше, чем в обыкновенных и составили за период их
сельскохозяйственного использования около 23 т/га.
Наибольшие потери, причем близкие к таковым в обыкновенных
черноземах, отмечаются в верхней части профиля (около 30 т/га в слое
0—30 см). При этом абсолютный максимум потерь фиксируется в слое
0-10 см. С глубиной абсолютные и относительные потери
уменьшаются до нуля в нижней приграничной части горизонта А.
Исключением в этом горизонте (А) является слой плужной подошвы, где
наблюдается положительное изменение (т.е. накопление) гумуса. В
горизонте АВ почти во всей его толще отмечается накопление гумуса с
выраженным абсолютным максимумом аккумуляции в его центральной
части. В нижележащих слоях (горизонты В и ВС), как и в верхней
части, вновь наблюдаются потери гумуса, причем величина их
нарастает с глубиной, достигая максимума на глубине 140—150 см.
Такой характер изменения содержания гумуса в типичных
черноземах по отношению к целинным свидетельствует: 1) о значительном
уменьшении содержания гумуса в пахотном слое; 2) об увеличении его
содержания в слое плужной подошвы и горизонте АВ с выраженным
максимумом в его центральной части; 3) о вновь нарастающем
снижении с глубиной количества гумуса в нижней части профиля.
Перечисленное выше дает основание заключить, что
сельскохозяйственное использование типичных черноземов приводит к
существенным потерям гумуса в верхней и нижней частях профиля и
накоплению его в горизонте АВ. Последнее со всей очевидностью
свидетельствует, что процессы перераспределения гумуса в профиле
типичных черноземов играют более значимую роль, чем в целинных
аналогах и в пахотных обыкновенных черноземах. Это, в свою очередь,
снижает потери органического вещества в результате
сельскохозяйственного использования и создает эффект большей устойчивости этих
почв к антропогенным нагрузкам. В то же время профильное
распределение гумуса у пахотных типичных черноземов в результате
проявления аккумулятивного эффекта во второй половине гумусового
профиля сближается с таковым у целинных выщелоченных черноземов.
То есть, подтверждается высказанное ранее предположение о сдвиге
подтиповых различий в строении гумусовых профилей в сторону
северных подтипов при распашке черноземов.
Черноземы выщелоченные. Сельскохозяйственное использование
выщелоченных черноземов приводит, как и у обыкновенных, с одной
стороны, к снижению содержания гумуса по всему профилю, хотя и в
меньшей степени, с другой - к усилению проявления аккумулятивных
процессов в средней части гумусовой толщи в результате усиления
иллювиирования в горизонте В как "геохимическом барьере". Необхо-

димо также отметить возрастание интенсивности снижения запасов
гумуса в нижней части гумусовой и подгумусовой толщ почвенного
профиля по сравнению с типичными и обыкновенными черноземами. В
выщелоченных черноземах при их сельскохозяйственном использовании
усиливается дифференциация почвенного профиля на элювиальную и
иллювиальную части, уменьшаются их мощности, а также гумусового
профиля в целом. То есть, наблюдается явление, отмечаемое нами
ранее у целинных оподзоленных черноземов.
Выщелоченные черноземы пашни по сравнению с типичными
характеризуются меньшим содержанием органического вещества. В
верхнем горизонте количество гумуса составляет в среднем 6,9% (табл. 40).
Запасы его в метровой толще достигают около 500 т/га. В общем
плане распределение гумуса в почвенном профиле характеризуется
отмеченным выше типом распределения веществ [107, 259] и может
быть также описано кривой Гаусса, но с дополнительными
допущениями (рис. 15), поскольку реальное профильное распределение гумуса
выщелоченных черноземов по сравнению как с типичными, так и с
обыкновенными, имеет более сложный характер.
В целом с некоторым приближением кривую распределения гумуса
можно подразделить на две части с одинаковым
прогрессивно-аккумулятивным распределением гумуса с той лишь разницей, что в верхней
части прогрессивно-аккумулятивный характер (выпуклость кривой)
выражен значительно сильнее, чем в нижней. Эти участки кривой могут
быть описаны функцией у = ах при разных значениях а. Наряду с этим
на кривой распределения гумуса выщелоченных черноземов
выделяются два участка, приуроченные к середине гумусового профиля и к
подгумусовой толще с регрессивно-аккумулятивным подтипом
распределения. Эти участки также имеют неодинаковую степень выраженности
(вогнутости) и могут быть описаны обратной логарифмической
функцией у = log^x.
В средней части профиля кривая с регрессивно-аккумулятивным
подтипом распределения охватывает небольшую часть гумусовой
толщи, в то время как нижний участок более растянут и охватывает
значительно большую толщу почвенного профиля.
О более сложном характере профильного распределения гумуса
выщелоченных черноземов свидетельствуют изменения величин
градиентов падения по исследуемому профилю. При анализе этого
показателя сверху вниз, как и в других подтипах, выделяется пахотный
горизонт с увеличивающимсяш арифметической прогрессии градиентом
падения содержания гумуса с глубиной от 0,5 до 1,1%/дм, что с
очевидностью подтверждает правомерность выдвижения этих величин в
разряд диагностических показателей изменения гумуса в пахотных
горизонтах черноземов.
В подпахотной толще выщелоченных черноземов (в отличие от
типичных и обыкновенных) выделяются два последовательно
убывающих ряда величин градиентов падения гумуса с глубиной. Первый -
с большими абсолютными значениями, характеризующий верхнюю

£•§ 8 е-
o о" о —" о" о —" о о о о о о о
". °°. и. " n„ N. 1 9. °1 п. N. n. °. ^. ^
оо ч a f*t
vd \о оо f*
^-00f40\00\O\0(T>O\Nol
>й
о оооооооооооооо
ооооо'оооооооооо
О^ Г4; N VO ^ О^ Ю
u-C irT м"Г tJ- г«-Г e^f cT
-J" —Г о о о" о о о
Ч О Ю О ГП N Tt Г^ О « (Л « « ОО
IX
о vo vd «л -^ -«t m" N N
\0 —« Ch ОО Г- чО
~ ~ о" о о о
OOOOOOOOO^ - .
oooioiooooioooo
а

Гумус, "к
Рис. 15. Профильное распределение, уравнения и линии регрессии гумуса в
пахотных и целинных черноземах выщелоченных
/ - целина; 2 - пашня
часть (свидетельствующий о более резком снижении содержания гумуса
в ней с глубиной) и второй, нижележащий, - с меньшими абсолютными
значениями.
Эти особенности свидетельствуют о том, что в отличие от других
подтипов на кривой распределения практически ни один из участков не
имеет линейного, равномерно-убывающего характера распределения,
который мог бы быть описан функцией у - кх + Ь. На границе перехода
выше указанных зон выделяется небольшой по мощности слой с
минимальным градиентом падения, равным 0,1%/дм. Последнее
свидетельствует о заметном ослаблении выраженности
прогрессивно-аккумулятивного процесса и проявлении признаков распределения гумуса по
регрессивно-аккумулятивному подтипу.
Необходимо отметить, что в нижней части почвенного профиля
выщелоченных черноземов градиенты падения по абсолютной величине
выше, чем в обыкновенных и типичных черноземах. Это указывает на
более интенсивное поступление в рассматриваемую часть профиля
гумусовых веществ из вышележащей толщи и приводит к изменению
распределения гумуса по отношению к описанным выше подтипам с
регрессивно- на прогрессивно-аккумулятивный подтип. Изменение в
распределении гумуса в нижней части почвенного профиля в
рассматриваемом ряду от обыкновенных к выщелоченным черноземам никак
не может быть объяснено иначе, как усилением миграционных
процессов гумусовых веществ в профиле данных почв в результате
нарастания гумидности, поскольку распределение корней, как источника гуму-

Таблица 41
Изменение содержания гумуса в выщелоченных черноземах пашни
(по отношению к целинным)
Глубина, см
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
110-120
120-130
130-140
140-150
0-50
50-100
100-150
0-150
Изменение содержания, %
абсолютное
-1,5
-0,5
-0,2
-0,1
-0,4
-0,1
0,0
-0,9
-0,3
-0,3
-0,2
-0,3
-0,1
0,0
-0,1
-
-
-
-
относительное
-22,1
-7,4
-3,2
-1,9
-9,3
-2,4
0,0
-37,5
-14,3
-18,7
-18,2
-33,3
-12,5
0,0
-16,7
-
-
-
-
т/га
-15,9
-5,5
-2,3
-1,2
^1,7
-1,2
0,0
-11,1
-3,8
-3,8
-2,7
-4,1
-1,4
0,0
-1,4
-29,6
-20,0
-9,6
-59,2
сообразования, как уже неоднократно подчеркивалось, имеет обратный
характер профильного изменения. При этом значимость образования
гумуса in situ у выщелоченных черноземов не подвергается сомнению.
Данные табл. 41 показывают, что уменьшение содержания гумуса
в выщелоченных черноземах пашни по сравнению с целинными
аналогами наблюдается по всему профилю. Потери гумуса из 1,5-метровой
толщи более чем в 2,5 раза превосходят таковые в типичных
черноземах (около 60 т/га). Убыль органического вещества по профилю
выщелоченных черноземов неравномерна.
Как и у других подтипов, относительно высокие потери характерны
для самого верхнего (0-10 см) слоя. Вниз по профилю, примерно до
середины горизонта АВ, потери гумуса по отношению к черноземам
залежи уменьшаются, достигая минимума на глубине 60-70 см. Ниже
этого горизонта потери гумуса резко возрастают и составляют в
относительных единицах значительно большие величины, чем в верхней
гумусовой толще. Максимальный относительный процент снижения
органического вещества отмечается на глубине 70-80 см (37,5%), ниже
потери гумуса снижаются и достигают примерно уровня величин,
характерных для верхнего горизонта гумусовой толщи.
Убыль гумуса из верхней полуметровой толщи составляет 30, а из
слоя 50-100 см - 20 т/га. Профильная дифференциация потерь гумуса в

выщелоченных черноземах, по-видимому, обусловлена различием
почвенных процессов в отдельных частях профиля, приводящих к дегу-
мификации пахотных черноземов. По нашему мнению, потери гумуса в
верхней полуметровой части профиля определяются водной миграцией
вновь образованных гумусовых веществ сверху вниз, как это
отмечалось для рассматриваемого слоя типичных черноземов, где потери
гумуса примерно такие же, как и у выщелоченных.
Уменьшение органического вещества во второй половине
гумусового профиля обусловлено более сложным комплексом процессов, среди
которых особое место принадлежит процессам периодического
кратковременного сезонного переувлажнения надиллювиальной части
гумусового профиля. Иллювиальный горизонт выщелоченных черноземов (В,),
обладая повышенной плотностью, меньшей пористостью, обогащен-
ностью илистыми частицами, меньшей водопроницаемостью,
несомненно, задерживает нисходящий ток влаги.
В период осенне-зимне-весеннего глубокого промачивания
почвенного профиля в надиллювиальной части формируется слой подпертой
влаги [257], а в случае двучленное™ подстилаемых наносов [46] -
подперто-подвешенной влаги, часто превышающей НВ. По данным
А.Ф. Большакова [71], Е.А. Афанасьевой [43], Т.П. Коковиной [154] и
др., указанное явление во влажные годы наблюдается в типичных и
выщелоченных черноземах плакорного залегания, вследствие чего они
становятся на какой-то срок, иногда довольно длительный, гидро-
морфными [257], и их водный режим приобретает сходство с режимом
лугово-черноземных почв [43].
В подзоне выщелоченных черноземов в среднем за год выпадает
примерно на 50 мм осадков больше, чем в подзоне типичных
черноземов [140], в результате чего явление кратковременного сезонного
переувлажнения в профиле выщелоченных черноземов будет
наблюдаться чаще, чем в типичных. Это приводит к снижению средних
показателей окислительно-восстановительного потенциала (табл. 42) и,
очевидно, к увеличению вероятности возникновения кратковременных
периодов анаэробиозиса [257].
Последнее может приводить к образованию повышенного
количества водорастворимых органических веществ [136] и последующему
юс выносу в нижележащие горизонты.
Таким образом, распашка и длительное сельскохозяйственное
использование выщелоченных черноземов усиливает процессы
выщелачивания почвенного профиля, приводит к заметному проявлению
признаков элювиально-иллювиального характера распределения гумуса
и выносу органического вещества из нижней части почвенного профиля.
Все это в целом свидетельствует о меньшей устойчивости
выщелоченных черноземов по отношению к антропогенному воздействию в
сравнении с черноземами типичными.
Черноземы оподзоленные. Оподзоленные черноземы в результате
вовлечения их в сельскохозяйственное производство претерпевают
наибольшие изменения. В гумусовом профиле данного подтипа отмечаются

Таблица 42
Средняя за вегетационный период величина окислительно-
восстановительного потенциала (ОВП) в различных подтипах черноземов
Глубина,см
ОВП, мВ
обыкновенный
типичный
выщелоченный
0-15 665 627 583
15-35 666 632 585
35-50 622 621 578
максимальные потери органического вещества по всей толще. Поэтому
у данного подтипа происходит наиболее существенное изменение в
профильном распределении гумуса (рис. 16, табл. 43).
Черноземы оподзоленные, завершая зональный подтиповой ряд,
характеризуются и граничными показателями гумусированности.
Относительно других подтипов они имеют наименьшее содержание гумуса в
верхнем слое, в среднем около 5,7%, а также относительно меньшие
его запасы в метровой толще (400 т/га) и в гумусовом профиле в целом
(340 т/га), мощность которого в среднем на 10-15 см меньше, чем у
выщелоченных черноземов.
Рис. 16. Профильное распределение, уравнения и линии регрессии гумуса в
пахотных и целинных черноземах оподзоленных
/ - целина; 2 - пашня

о
А Ы to ^
\ООС^Ф1К&ЫМ
???????????????
эооооооооо
О
н
ю
н
S
о
н
Я
п>
о
Я
п>
я
о
о о
"ел Ъо
оо— ■— — to to ш & и и у<
vo 4J ы Тл оо К) ю w н- *^- 4^ Vi
XI
ю
н
п>
и
S
о
о
Ьа
п
-о
о о о _- ы _м w у>
"vO Ъо "vo ^— ^- ^О. "to "^О.
4^> Д Ui Ui 0\ ON *<3
to Ъо t. "-J Vi "уэ "—
X
я
гй
p p О О p p О О _•— _-- ^- W w -P* -P*
Xj* Ъо ~Ы *<& Х*л "<& Ъу Ъо ~1^ Ъа Ъъ ''-л т~л "с> '•$>■
я
2?
-. м
о
о о
То Ъ
pi О О р р р р _—
1о1р>-'о>-0.'\оЪо'чо~—
— о о
"о ю "в
о о о
"О Q "О
U О -
оооооооооооо
о "о о о — "— — "— "— — *— —
WUimSnON^WW"--
а
■а
о
•в-
§
те
о
я
о
и>
о
и
п
X
— ю .ь. *. «.
р 1Л О U N vi
о со Ъ> In "-~j о
ООСЛ — Ui*.SOC741-n
Lft W О W tfe b> "-J М
1
s;
о
DO p SO W NJ >J Ю W СО О и- О О W
to "ч© Хл Х-» **-* ы со *>. }о и» "w о to "—
Е
Я
к

Гумусовый профиль этого подтипа (приближаясь к элювиально-ил-
лювиально-дифференцированным почвам) имеет наиболее сложный
среди всех черноземов характер распределения. По этому признаку
гумусовая толща довольно четко подразделяется на две части. Верхняя
часть, приуроченная к горизонту Апах и А1, имеет более резко
выраженную, чем в целинных черноземах, выпуклую кривую прогрессивно-
аккумулятивного типа распределения. Ниже, в верхней части
горизонта АВ, кривая приобретает вогнутость и характеризуется
регрессивно-аккумулятивным распределением гумуса. В нижней, надиллю-
виальной, части горизонта АВ на профильной кривой снова отмечается
небольшой по мощности участок прогрессивно-аккумулятивного типа,
который сменяется участком, охватывающим значительную толщу (до
глубины 100 см), с регрессивно-аккумулятивным типом накопления
гумуса. Кроме того, в подгумусовои толще на кривой распределения
отмечаются последовательно сменяющиеся выпуклые и вогнутые
участки небольшой мощности.
В общем плане кривая распределения гумуса имеет волнообразный
характер: участки с относительно медленным (постепенным) снижением
сменяются участками с более резким уменьшением гумуса на единицу
глубины почвенного профиля, о чем свидетельствует величина его
градиента падения, которая составляет 0,3%/дм. В подпахотной толще
этот показатель увеличивается в 3 раза, а на границе гумусового
горизонта - в 2,5 раза по отношению к верхнему слою. Все это
свидетельствует о том, что профиль оподзоленных черноземов в процессе
сельскохозяйственного использования довольно четко
дифференцируется на горизонты относительного накопления и выноса органического
вещества.
Более интенсивный вынос наблюдается в подпахотном горизонте и
в нижней части гумусового профиля, что со временем может
сопровождаться заметным укорачиванием мощности гумусового профиля
и формированием в его средней части элювиального горизонта. Вынос
органического вещества из гумусового профиля оподзоленных
черноземов маскируется наличием в подгумусовои части серии "наплывов" на
кривой распределения, обусловленных пульсационным характером ил-
лювиирования гумуса в годичных циклах.
Таким образом, анализ особенностей распределения гумуса
показывает, что в данном подтипе значимость процессов гумусообразования
in situ и иллювиирования органического вещества в формировании
гумусового профиля в целом неодинакова в различных его частях.
В верхней части с прогрессивно-аккумулятивным типом
распределения гумуса ведущая роль в его образовании процессов разложения
in situ, свойственная ранее рассмотренным подтипам, сохраняется при
подчиненном значении миграционных процессов.
В нижней части роль процессов перераспределения гумуса
возрастает настолько, что они играют здесь или равнозначную, или даже
приоритетную роль по отношению к гумусообразованию in situ. На это
указывает хорошо выраженный общий экспоненциальный характер

Таблица 44
Изменение содержания гумуса в оподзоленных черноземах пашни
(по отношению к целинным)
Глубина, см
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
110-120
120-130
130-140
140-150
0-50
50-100
100-150
0-150
Изменение содержания, %
абсолютное
1,8
1,5
1,0
0,6
0,6
0,6
0,8
0,4
+0,2
+0,3
+0,1
+0,3
-0,1
+0,3
0,0
-
_
-
-
относительное
-24,0
-21,7
-16,4
-12,8
-15,4
-17,1
-26,7
-18,2
+ 15,4
+30,0
+ 12,5
+50,0
+ 12,5
+60,0
0,0
-
-
-
-
т/га
-20,3
-17,3
-11,8
-7,3
-7,5
-7,6
-10,2
-5,2
+2,6
+4,0
+ 1,3
+4,1
+ 1,4
+4,1
0,0
-64,2
-16,4
+10,9
-69,7
кривой распределения гумуса, на которой имеются две четко
обозначенные зоны выноса в средней и нижней частях профиля, что
свойственно распределению веществ при миграционных процессах. Такая
тесная положительная коррелятивная связь между усилением
признаков миграционных процессов в гумусовом профиле и гумидизацией
водного режима в исследуемом ряду однозначно подтверждает
правомерность высказанных нами ранее гипотез о наличии и возрастающей
роли процессов иллювиирования в формировании гумусового профиля в
подзональном ряду черноземов с юга на север.
Данные по изменению содержания гумуса в оподзоленных
черноземах пашни по отношению к целинным аналогам показывают
(табл. 44), что (как и в других подтипах) значительные потери гумуса
при распашке наблюдаются в самом верхнем слое (0-10 см).
Последнее обусловлено уничтожением дернины и минерализацией
детрита, большое количество которого характерно для этого слоя. Ниже
по профилю убыль гумуса заметно снижается и достигает минимальных
относительных величин в горизонте "плужной подошвы" на глубине 30-
40 см. Затем в подпахотной толще и горизонте АВ потери гумуса
однозначно нарастают, достигая максимальной величины (26,7%) в нижней
части гумусового профиля. Здесь снижение гумуса в относительных

процентах выше, чем в самом верхнем слое (0-10 см), где во всех
других подтипах его потери были максимальными.
За время сельскохозяйственного использования оподзоленные
черноземы потеряли из верхнего полуметрового слоя около 65 т/га, а из
метрового - 80 т/га гумуса, что значительно больше, чем в типичных и
выщелоченных, и несколько ниже, чем в обыкновенных черноземах.
Все перечисленное выше свидетельствует о том, что изменение
водного режима и процессов гумусообразования и гумусонакопления в
черноземах при окультуривании приводит в оподзоленных черноземах к
усилению вымывания за пределы почвенного профиля
водорастворимых гумусовых веществ. В результате этого происходит укорачивание
гумусового профиля, размыв в нижней части гумусовой толщи
"аккумулятивного эффекта", характерного для целинных аналогов данного
подтипа и незначительная аккумуляция гумусовых веществ в нижней
части почвенного профиля.
Таким образом, изменение гумусового профиля данного подтипа в
условиях пашни также подтверждает правомерность высказанного
положения о сдвигах в процессах формирования гумусового профиля в
сторону северных подтипов.
Интенсивность эволюционных процессов различных подтипов
черноземов в результате их использования в сельском хозяйстве
неодинакова. Наименьшими изменениями характеризуются типичные
черноземы, к северу и к югу от которых интенсивность изменений в
результате антропогенных воздействий нарастает. Последнее
свидетельствует о том, что наибольшей устойчивостью к внешним
воздействиям по сравнению с другими подтипами обладают типичные
черноземы. Причиной этого является исходная большая сбалансированность
факторов почвообразования в данном подтипе по сравнению с другими,
для которых характерен некоторый "дисбаланс" в экологии
почвообразования. Поэтому в последнем случае дополнительное
антропогенное воздействие на имеющиеся элементы природной
"несбалансированности" факторов почвообразования приводит к усилению
эволюционных процессов.
ВЛИЯНИЕ ОРОШЕНИЯ
НА ГУМУСОВЫЙ ПРОФИЛЬ ЧЕРНОЗЕМОВ
Гумусное состояние орошаемых черноземов является предметом
особого внимания исследователей. Такое отношение к проблеме гумуса
черноземов, с одной стороны, очевидно, с другой - противоречиво с
позиций исследований тех же авторов о стабильности и
консервативности органического вещества в черноземах. Это свидетельствует о
"непрочности", неоднозначности самой теории инситного
гумусообразования и гумусонакопления в черноземах.
С началом орошения наряду с такими динамическими
показателями, как водно-физические свойства, солевой режим, начали изучать и

гумусное состояние черноземов, невольно признавая тем самым
относительную близость неустойчивости этих параметров. И уже первые
исследования подтверждают правомерность включения вопроса о
гумусе в число важнейших показателей изменения черноземов при
орошении.
И.Н. Антипов-Каратаев, В.Н. Филиппова [35], П.Г. Адерихин [11],
П.М. Брешковский [76], изучая черноземы на первых этапах
орошения, показывают, что в ряде случаев содержание гумуса в верхней
части профиля уменьшается, а в нижней - увеличивается. Наряду с
этим констатируется факт понижения границы гумусового горизонта.
Вместе с тем они также отмечают увеличение или стабилизацию на
исходном уровне содержания гумуса в орошаемых почвах. Последнее
авторы считают более достоверным в прогнозе изменения гумусного
состояния ррошаемых черноземов, поскольку увеличение
биологической продуктивности и количества растительных остатков,
поступающих в почву, должно привести к повышению запасов гумуса.
Наблюдаемое снижение гумуса на первых этапах орошения объясняется
изменением скорости его минерализации в условиях изменения
гидротермического режима.
В последующие десятилетия был накоплен большой фактический
материал по изменению содержания и качественного состава гумуса в
орошаемых черноземах [56, 156, 221, 234-236, 263, 328, 344, 360].
Однако все эти многочисленные данные до настоящего времени не
дают однозначного ответа на вопрос о влиянии орошения на гумусное
состояние почв. Одни исследователи отмечают дегумификацию почв,
другие - показывают увеличение содержания гумуса при орошении.
Из всего этого напрашивается однозначный вывод о том, что гумус
черноземов - не столь консервативное образование, а относительно
динамичный показатель состояния и свойств почв. Причина
неоднозначности полученных результатов обусловлена высокой постранст-
венно-временнбй неоднородностью содержания гумуса и ее
возрастанием в условиях орошения, особенно на первых этапах.
Мы в своих исследованиях, логически завершая анализ изменения
гумусовых профилей черноземов в агрогенном ряду: целина-пашня-
орошаемая пашня, попытались при постановке эксперимента учесть
влияние этих факторов и, соответственно, получить более однозначный
ответ о влиянии орошения на содержание гумуса в черноземах.
Исследования проводили параллельно на двух уровнях:
региональном (Черноземный центр) и в пределах элементарного почвенного
ареала. Фактический материал был получен путем усреднения (как и при
исследовании других свойств) больших массивов данных (по 60-600
разрезам). Это позволило нам в определенной степени снивелировать
влияние пространственно-временной неоднородности на подтиповом и
внутриподтиповом уровнях.
Исследования проводили в степной и лесостепной зонах на
основных подтипах черноземов - обыкновенных, типичных и выщелоченных.
Учитывая адекватность факторов и изменений показателей гумусного

Гумус, "h
aibssroozbsBro
Рис. 17. Профильное рапределение, уравнения и линии регрессии гумуса в
типичных черноземах различных угодий
/ - целина; 2 - пашня; 3 - орошаемая пашня
состояния у исследуемых подтипов при орошении детальный анализ
гумусового профиля орошаемых черноземов проведен на примере
одного подтипа - типичного чернозема в ряду: целина-пашня-орошаемая
пашня.
Полученные данные с высокой достоверностью показывают, что
вовлечение черноземных почв в орошаемое земледелие
сопровождается существенным изменением профильного распределения гумуса в
черноземах (рис. 17). В орошаемых черноземах наблюдается снижение
количества гумуса по всему профилю. Хотя нужно признать, что
наибольшие абсолютные потери отмечаются в его верхней части. При
этом, если сопоставить периоды орошаемого и богарного земледелия и
соответствующие изменения гумуса, то можно заключить, что в
условиях орошения интенсивность процессов дегумификации значительно
выше, чем в почвах неорошаемой пашни. Так, если в последних за
более чем 200-летний период использования количество гумуса
снизилось на 1,5-2% в верхнем горизонте, то в условиях орошения за
меньшее (примерно на порядок) время потери гумуса в соответствующем
слое составили около 1% (табл. 45).
В профильном распределении органического вещества
уменьшается величина градиента падения гумуса с 0,056 у богарных до 0,048 у
орошаемых. Кроме того, происходит сглаживание "наплыва" в
центральной части кривой профильного распределения, характерного для
черноземов типичной неорошаемой пашни. Последнее свидетельствует
об относительной неравномерности процессов дегумификации в
профиле орошаемых черноземов.

Таблица 45
Абсолютное и относительное изменения содержания гумуса-'в пахотных
(по отношению к целинным) и орошаемых (по отношению ккбогарным)
типичных черноземах
Глубина,см
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
110-120
120-130
130-140
140-150
0-50
50-100
100-150
0-150
Пашня
Изменение
содержания.
%

абсолютное
-2,0
-0,5
-0,1
+0,2
+0,1
+0,2
+0,4
+0,2
+0,1
-0,2
0,0
-0,1
-0,2
-0,1
-0,1
-
-
-
-

относительное
-27,8
-7,1
-1,5
+3,4
+2,0
+4,5
+10,2
+6,2
+3)8
-10,0
0,0
-7,7
-22,2
-11,1
-12,5
-
-
-
-
т/га
-20,8
-5,4
-1,1
+2,2
+1,1
+2,3
+4,7
+2,4
+1,3
-2,6
0,0
-1,3
-2,6
-1,4
-1,3
24,0
+8,1
-6,6
-22,5
Орошаемая пашня
Изменение
содержания,
%

абсолютное
-0,8
-0,7
-0,7
-0,7
-0,7
-0,6
-0,6
-0,5
-0,3
-0,3
-0,2
-0,3
-0,2
-0,2
-0,1
-
-
-
-

относительное
-11,1
-10,1
-10,7
-12,3
-13,7
-13,6
-15,4
-15,2
-11,5.
-U,V
-12,5
-23,1
-20,0
-22,2
-14,3
-
-
-
-
т/га
-8,3
-7,5
-7,7
-7,8
-7,9
-6,9
-7,1
-6,1
-3,8
-3,8 .
-2,6
-3,9
-2,6
-2,7
-1,4
-39,2
-27,7
-13,2
-80,1
При этом следует подчеркнуть, что все изменения гумусового
профиля за относительно короткий промежуток времени в орошаемых
почвах происходят на фоне очевидного изменения одного фактора -
водного режима, при относительном равенстве других. Это позволяет
заключить, что ведущим фактором в изменении характера гумусовых
профилей в условиях орошения является водный режим почв. Влияние
последнего может быть прямым, обусловливающим усиление миграции
органических веществ в профиле, и опосредованным - через изменение
интенсивности микробиологической деятельности, приводящей к
ускорению минерализации гумуса. Только наличие этих двух процессов
может объяснить причину неравномерности дегумификации в профиле
орошаемых почв. В противном случае следовало бы признать наличие
соответствующей неравномерности микробиологической деятельности
в профиле почв, что далеко от реальной действительности.
Также трудно объяснить с позиций одного процесса -
минерализации гумуса - различия у исследуемых почв в относительных
величинах потерь органического вещества в подгумусовои толще в слое 100-

Таблица 46
Динамика содержания гумуса в черноземах при орошении
(на примере чернозема типичного, средние данные при п = 60)
Глубина, см
Содержание гумуса, %
Пашня
неорошаемая
Пашня орошаемая
5 лет
13 лет
Отклонения (+), (-)
абсолютные, %
5 лет
13 лет
относительные*, %
5 лет
13 лет
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
120-130
140-150
*3а 100%
6,4
6,3
6,0
5,4
4,7
4,2
3,6
3,1
2,6
2,1
1,7
1,1
0,9
7,0
6,9
6,3
5,3
4,6
4,0
3,4
2,8
2,3
1,9
1,4
1,0
0,8
5,9
5,6
5,4
4,7
4,1
3,7
3,2
2,8
2,2
1,8
1,4
1,0
0,9
принято содержание гумуса е
орошаемой почвы.
+0,6
+0,6
+0,3
-0,1
-0,1
-0,2
-0,2
-0,3
-0,3
-0,2
-0,3
-0,1
-0,1
-0,5
-0,7
-0,6
-0,7
-0,6
-0,5
-0,4
-0,3
-0,4
-0,3
-0,3
-0,1
0,0
соответствующих
+9,4
+9,5
+5,0
-1,9
-2,1
^,8
-5,6
-10,3
-11,5
-10,5
-17,6
-9,1
-11,1
-7,8
-11,1
-10,0
-12,9
-12,8
-11,9
-11,1
-10,3
-15,3
-14,3
-17,6
-9,1
0,0
слоях профиля не-
150 см. Так, если потери гумуса в неорошаемой почве составляют
около 30% от суммарных потерь в профиле по отношению к целине, то
в орошаемых почвах они составляют 16%, соответственно, по
отношению к богаре [64].
Данное явление вступает в полное противоречие с возможным
изменением процесса минерализации в профиле орошаемых почв с
глубиной, поскольку при орошении следовало бы ожидать интенсификации
данного процесса в этом слое по отношению к богаре. Признавая
особую роль микробиологической деятельности в динамике гумусного
состояния почв, мы считаем, что данное явление можно объяснить
только процессами перераспределения органического вещества,
которые, естественно, нарастают в профиле почв при орошении. Усиление
подвижности гумуса в орошаемых черноземах отмечали в работах
[64, 232, 346-348].
С учетом миграционных процессов легко объяснить увеличение
содержания органического вещества в средней части гумусового профиля
богарных почв по отношению к целине и сглаживание "наплыва" на
кривой профильного распределения гумуса в последующем при
орошении.
Анализ динамики содержания гумуса в профиле черноземов
показал, что на фоне потерь гумуса в профиле в целом на первых этапах
орошения в пахотном горизонте наблюдается некоторое увеличение
его количества (табл. 46). Причина этого заключается в увеличении

количества растительных остатков, поступающих в почву, а также
скорости процессов их гумификации [263]. В подпахотной толще
наблюдается нарастание относительной величины потерь с глубиной.
В последующем с увеличением срока орошения отмечается
интенсивная дегумификация верхней полуметровой толщи и некоторая
стабилизация в нижележащей. При этом нужно отметить, что величины
относительных потерь в профиле в целом выравниваются и варьируют
в пределах 10-15%.
Особо следует подчеркнуть, что потери гумуса в верхней части
профиля более равномерны и составляют примерно 10-12%, затем, с
глубины 80 см возрастают до 18% ниже метровой отметки.
Относительное выравнивание величин потерь гумуса по профилю, в
особенности в верхней части, на этом этапе орошения свидетельствует о
достижении некоторого равновесия процессов гумусонакопления с
гидротермическим режимом орошаемых почв. К этому времени почва со
своей новой "влаголюбивой" микрофлорой достигает относительно
равновесного состояния с изменившейся экологической обстановкой.
Все изложенное выше позволяет заключить, что в условиях
орошения направление изменений гумусового профиля, отмеченное для
неорошаемых почв по сравнению с целинными аналогами, сохраняется, т.е.
происходит дальнейшее снижение градиента падения до величины,
равной 0,048. Однако при орошении резко возрастает интенсивность этих
изменений. Потери гумуса в орошаемых черноземах за короткий,
отличающийся более чем на порядок, период по абсолютной величине
близки и даже превосходят таковые в неорошаемых почвах.
Сопоставляя степень трансформации гумусового профиля
черноземов типичных в рассматриваемом агрогенном ряду: целина-пашня-
орошаемая пашня с таковой на подтиповом уровне, можно отметить
близость изменений гумусового профиля при количественно
сопоставимых изменениях степени увлажнения, что указывает на взаимосвязь
изменения гумусового профиля с водным режимом.
Это позволяет предположить, что в эволюции гумусового профиля
орошаемых черноземов будет наблюдаться трансформация их в
сторону северных, более гумидных подтипов.

Глава 7
ГУМУСНОЕ СОСТОЯНИЕ ЧЕРНОЗЕМОВ,
ЕГО ИЗМЕНЕНИЕ ПО ПОДТИПАМ И В РЯДУ:
ЦЕЛИНА-ПАШНЯ-ОРОШАЕМАЯ ПАШНЯ
ГРУППОВОЙ И ФРАКЦИОННЫЙ СОСТАВ ГУМУСА
Общие положения и история вопроса. По мнению В.В.
Пономаревой, Т.А. Плотниковой [248], разнообразие почв в природе вообще
и подтиповые особенности черноземов, в частности, непосредственно
связаны с изменением состава и свойств гумусовых веществ,
своеобразием воздействия их на минеральную толщу почвы.
Исследования состава почвенного органического вещества имеют
более чем 200-летнюю историю. Основные представления о гумусе
почв, географических закономерностях образования, а также
методологические основы его исследования были разработаны академиком
И.В. Тюриным. В его работах [300-304] было показано, что в составе
гумуса черноземов гуминовые кислоты составляют по С около 50%, на
долю фульвокислот приходится около 30%, а отношение Сгк:Сфк,
соответственно, превышает единицу. Гумусовые вещества черноземов
связаны не только с кальцием, но и с устойчивыми полуторными оксидами
и глинистыми минералами.
В последующем идеи И.В. Тюрина плодотворно развивались в
работах М.М. Кононовой [161, 162-164], В.В. Пономаревой [243-246],
Л.Н. Александровой [33], Д.С. Орлова [226-228]. Большой вклад в
познание природы и свойств гумусовых веществ внесли и другие
исследователи [179, 189, 376, 379, 384-388]. Исследованию группового и
фракционного состава гумуса черноземов центра Русской равнины
посвящено большое количество работ [13, 16, 23-26, 53, 54, 62, 158, 248,
320, 327-329, 349].
Вместе с тем большинство исследователей не придавали должного
значения подтиповым особенностям качественного состава гумуса
черноземов, ограничиваясь анализом последнего на типовом уровне.
Еще в меньшей степени изучены характер и особенности изменения
качественного состава гумуса в профиле черноземных почв. Детальный
же анализ подтиповых особенностей и профильного распределения
качественного состава гумуса, на наш взгляд, позволяет более глубоко
понять сущность процесса формирования и эволюцию гумусового
профиля черноземов как. в естественных условиях, так и при
антропогенном воздействии.
Сохраняя принятый нами принцип анализа свойств черноземов на

too
Рис. 18. Групповой и фрак- Содержание С фракций, % от CoSw
ционный состав гумуса це- О 20 40 60 80
линного типичного
чернозема
/ -ГК, фракция 1;2-ГК,
фракция 2, 3 - ГК, фракция 3;
4 - ФК, сумма фракций 1, 2, 3;
5 - ФК, фракция 1а; б -
нерастворимый остаток
ТИПОВОМ И ПОДТИПОВОМ
уровнях и не вдаваясь в
детальный анализ
известных типовых
особенностей группового и
фракционного состава гумуса,
рассмотрим профильное
изменение состава
органического вещества
черноземов на примере
центрального подтипа -
типичных черноземов,
используя данные,
представленные в работе [248]
(рис. 18).
Как видно из рис. 18,
качественный состав гумуса в профиле черноземов неодинаков и для
большинства фракций с глубиной меняется неадекватно изменению
содержания валового гумуса. В группе гуминовых кислот относительно
близкое к распределению валового гумуса имеют профильные вариации
доли фракции ГК-1, с максимумом в верхней части и равномерным
падением ее количества с глубиной. Однако эта фракция нехарактерна
для черноземов и невелика как по абсолютному, так и относительному
содержанию [248].
Совсем иной характер профильного распределения имеет
доминирующая в составе гумуса черноземов фракция ГК-2, связанная с
кальцием. Абсолютный максимум ее содержания в профиле черноземов
приурочен ко второй половине гумусовой толщи. В других частях
почвенного профиля доля этой фракции снижается, а абсолютный минимум ее
отмечается в подгумусовой толще. По форме кривая распределения
относительного содержания ГК-2 имеет выраженный
элювиально-иллювиальный или "натечный" характер [248]. Фракция ГК-3 по
относительному содержанию близка к ГК-1, и доля ее в составе гумуса мало
меняется с глубиной.
В отличие от гуминовых кислот профильное распределение
относительного содержания большинства фракций фульвокислот в общем
плане однотипно: их доля в составе гумуса закономерно нарастает с
глубиной, достигая абсолютного максимума на уровне 3 м. Здесь коли-

чество ФК составляет более 80% от суммы всех фракций, тогда как в
верхней части на эту группу приходится около 25%. По форме
профильное распределение относительного содержания указанных фракций
имеет в отличие от гуминовых кислот однозначный, в разной степени
выраженности, элювиальный характер. Исключением является
фракция ФК-1, которая, так же, как и ГК-1, вниз по профилю уменьшается.
Нерастворимый остаток в составе гумуса объединяет условную
группу соединений, количество которых зависит от силы воздействия на
почву принятых растворителей [248, 227]. Вследствие этого
распределение относительного его содержания по профилю является
зеркальным отражением профильного распределения фракций гумусовых
кислот. В данном случае негидролизуемыи остаток составляет в гумусовой
толще 30-35%, постепенно уменьшаясь до следовых значений на
глубине 2-3 м.
В целом наблюдаемые изменения относительного содержания
фракций гумуса в профиле черноземов нельзя объяснить спецификой
процессов гумусообразования в различных его частях. В то же время
указанные особенности становятся понятными, если признать
утверждаемое нами положение о значимой роли процессов перераспределения
гумусовых веществ в формировании органопрофиля черноземов.
Аналогичное предположение о подвижности (миграционной способности)
гумусовых веществ высказывали ранее и некоторые другие
исследователи [116, 174, 184, 187, 229, 246, 270].
Групповой и фракционный состав гумуса широтно сопряженного
ряда подтипов черноземов. Состав гумуса различных подтипов
черноземов центра Русской равнины, в том числе и под естественной
растительностью, как уже отмечалось, достаточно полно освещен в
литературе [62, 162, 222, 246, 302, 327, 349; и др.].
Представленные нами данные по групповому и фракционному
составу гумуса основных подтипов целинных черноземов хорошо
согласуются с отмеченными исследованиями и в целом отражают известные
типовые и подтиповые особенности качественного состава гумуса.
В этой связи, не останавливаясь на частных особенностях состава
гумуса каждого подтипа черноземов в отдельности, проведем
сравнительный анализ относительного содержания фракций гумусовых веществ в
профиле и их изменения в сопряженном ряду подтипов черноземов
(рис. 19). Результаты показывают, что в ряду подтипов от
обыкновенных черноземов к оподзоленным наблюдается тенденция
возрастания доли фракций ГК-1. Причем в кривой профильного распределения
этой фракции к северу появляются признаки
элювиально-иллювиального характера.
В профильном распределении фракций ГК-2 характерные типовые
особенности увеличения относительного содержания с глубиной
сохраняются. Однако степень выраженности признаков "натечности"
нарастает от южных подтипов к северным. При этом наблюдается смещение
абсолютного максимума в глубь гумусового профиля у северных
подтипов по сравнению с более южными. Наряду с этим в составе гумуса

Содержание С фракций, % о/п С а%щ
0_ 20 V0 00 00 700
i ' Г
0 20 V0 00 00 700
0 20 V0 . 00 00 700
vl fr\\\N?| ЦИННИИ
A 2 ^^J ЩЩ
s V ■••\e
Рис. 19. Состав гумуса в профилях целинных оподзоленных (а), типичных
(б) и обыкновенных (в) черноземов
/ - ГК, фракция 1; 2 - ФК, сумма фракций 1, 2, 3; 3 - ГК, фракция 2; 4 - ФК,
фракция 1а; 5 - ГК, фракция 3; 6 - нерастворимый остаток

от обыкновенных черноземов к оподзоленным отмечается увеличение
доли гумусовых веществ фракции ГК-3, причем доля этой фракции
заметно возрастает в иллювиальных горизонтах, в особенности у
северных подтипов. Очевидно, что данное явление связано с процессами
перераспределения илистой фракции в этих почвах.
Анализируя профильное распределение относительного содержания
группы фракций фульвокислот, можно указать на тенденцию
нарастания их доли в групповом составе от обыкновенных к оподзоленным
черноземам с абсолютным максимумом в черноземах типичных.
Относительное содержание негидролизуемого остатка в профиле
исследуемых черноземов также неодинаково. Наименьший
относительный процент его наблюдается у типичных черноземов, к северу и югу
от них эта величина нарастает. Относительно меньший процент
нерастворимого остатка в типичных черноземах объясняется, очевидно,
более оптимальными условиями гумусообразования и гумусонакопле-
ния, а также положительными процессами внутрипрофильного
перераспределения гумусовых веществ.
Отмеченные изменения в профильном распределении фракций
гумусовых веществ у исследуемых подтипов хорошо согласуются с
изменением их водного режима и, соответственно, в значительной
степени обусловлены выраженностью процессов перераспределения
веществ: карбонатов, илистых частиц, полуторных оксидов и, как
следствие, связанных с ними собственно органических веществ.
Выявленные особенности варьирования состава гумуса на подтипо-
вом уровне в определенной степени проявляются и в агрогенном ряду:
целина-пашня-орошаемая пашня. Изменение группового и
фракционного состава гумуса в данном ряду рассмотрим на примере
обыкновенных черноземов целинных участков и сельскохозяйственных угодий с
идентичными эколого-геоморфологическими условиями.
Целинные черноземы. По составу гумуса и его профильному
изменению целинный чернозем данного ряда соответствует таковому,
рассмотренному для подтипа в целом (см. рис. 18, 19). Наряду с этим он
имеет определенные индивидуальные особенности, связанные со
спецификой условий почвообразования исследуемого района, которые
дополняют и конкретизируют представления о профильном распределении
гумусовых веществ целинных обыкновенных черноземов.
В целом по составу и характеру распределения гумусовых веществ
профиль обыкновенных черноземов условно можно разделить на три
части (рис. 20).
Первая - самая верхняя, охватывающая слой 0-10 см, - дернина,
где наблюдается максимальное содержание гуминовых кислот
фракций 1 и 3, относительно невысокое - фракции ГК-2, повышенное
количество фульвокислот, в том числе и агрессивной фракции ФК-1а.
Величина негидролизуемого остатка, напротив, в данном слое
относительно минимальна и составляет около 32%.
Вторая - до глубины 30-40 см, где отмечается резкое снижение
содержания фракции ГК-1, повышение доли ГК-2, менее выраженное

Содержание С франции, %0/п Cngm
0 го и о ffff sв гоо
Рис. 20. Состав гумуса в профилях обыкновенных черноземов различных
угодий (а - целина; б - пашня; в - орошаемая пашня)
Условные обозначения см. рис. 19

снижение доли ГК-3 и фракций фульвокислот. В целом к этому слою
приурочен абсолютный максимум относительного содержания ГК-2 и
минимум других фракций. Здесь же отмечается максимальная доля
нерастворимого остатка гумусовых веществ.
Третья - нижележащая толща. В составе гумуса этого слоя вновь
наблюдается значительное снижение доли ГК-2 и увеличение ГК-3,
а также возрастание количества фульвокислот, за исключением
агрессивной фракции ФК-1а, доля которой однонаправленно уменьшается
с глубиной. В целом в этой части профиля отмечается снижение
количества негидролизуемого остатка.
Дифференциация почвенного профиля обыкновенных целинных
черноземов по составу гумуса хорошо согласуется с предположением
ряда авторов [248, 326 и др.] и предлагаемой нами концепцией
формирования гумусового профиля черноземов. Так, отмеченное
максимальное накопление всех фракций гумусовых веществ в верхнем слое
(0-10 см) свидетельствует о протекании в нем интенсивных процессов
гумусообразования. Эту часть профиля можно назвать горизонтом элю-
виирования гумусовых веществ, в особенности, фракций ГК-2.
Ниже расположен горизонт максимального иллювиирования
(прежде всего ГК-2) и интенсивной минерализации свежеобразованных
собственно гумусовых веществ, приуроченный к границе активного
сезонного промачивания. В данной части профиля вследствие наложения
двух противоположных процессов - аккумуляции и минерализации -
наблюдается минимальное относительное количество наиболее легко
минерализуемых фракций гумусовых веществ и максимум устойчивых
к разложению форм, а также доли негидролизуемого остатка.
Многие авторы отмечают, что рост биологической активности и
интенсивности дыхания почв сопровождается в первую очередь
уменьшением содержания фульвокислот, "молодых" гуминовых кислот и
неспецифических органических соединений, которые наиболее доступны
микроорганизмам и быстрее ими разрушаются [32, 90, 269]. По данным
И.М. Андреевой [38], скорость минерализации ФК в черноземных
почвах превышает таковую для ГК. В нижележащей части профиля
залегает горизонт прогрессивного накопления лабильных фракций
гумусовых веществ (ФК) и отмечается соответствующее снижение доли
гуматов кальция и нерастворимого остатка.
Пахотные черноземы. Профильный анализ состава гумуса
обыкновенных черноземов пашни показывает, что в процессе
сельскохозяйственного использования происходит резкое снижение в верхней части
профиля фракции ГК-1, увеличение по всему профилю фракции ГК-2,
особенно в верхних и нижних его слоях, а также некоторое
возрастание, особенно в пахотном горизонте, фракции ГК-3 и слабозаметное
увеличение содержания фульвокислот практически по всему профилю
(см. рис. 20).
В пахотных черноземах отмечается уменьшение величины
негидролизуемого остатка в гумусовой толще и локальное увеличение его доли
в верхней части подгумусовой толщи. В целом в пахотных черноземах

происходит сглаживание профильной дифференциации состава гумуса,
особенно в верхней части, и снижение глубины залегания абсолютного
максимума накопления ГК-2.
Указанные изменения обусловлены нарушением естественного
хода процессов гумусообразования и гумусонакопления в различных
частях профиля черноземов. Прежде всего это связано с уничтожением
степного войлока и дернины - основных зон продуцирования гумусовых
и прогумусовых веществ и перемещением этих зон в минеральную
толщу. Кроме того, в пахотных почвах вследствие гумидизации водного
режима происходит увеличение мощности зоны активного промачива-
ния и, соответственно, усиление процессов внутрипрофильного
перераспределения гумусовых веществ.
Орошаемые черноземы. В этих условиях направленность изменений
факторов, обусловливающих характер гумусообразования и
гумусонакопления, сохраняется, она аналогична отмеченной для пахотных
черноземов (см. рис. 20). Происходит дальнейшее сглаживание
профильной дифференциации состава гумуса в большей части гумусовой
толщи, приводящее к почти равномерному распределению фракций
ГК-2 и ГК-3 в большей части гумусового профиля и некоторому
увеличению доли фракции ГК-1. Орошение черноземов приводит к более
выраженной профильной дифференциации фульвокислот в этой части
профиля, что обусловлено увеличением их количества на границах
перехода пахотного горизонта и горизонта А. Еще более сильное
воздействие орошение оказывает на нижнюю часть почвенного профиля.
Здесь наблюдаются изменения не только в количественных, но и в
качественных показателях состава гумуса. Резко снижается
содержание всех гумусовых кислот и, соответственно, возрастает процент не-
гидролизуемого остатка.
Таким образом, в орошаемых черноземах возрастает интенсивность
процессов гумусообразования и перераспределения гумусовых веществ,
приводящая к сглаживанию дифференциации состава гумуса в большей
части гумусового профиля. Наряду с этим орошение приводит к
усилению в нижней части почвенного профиля процессов минерализации
вновь образованных гумусовых веществ, что обусловливает резкое
снижение доли гумусовых кислот и возрастание доли нерастворимого
остатка.
В целом анализ группового и фракционного состава гумуса в
профиле почв в генетически сопряженном и агрогенном рядах
показывает, что, несмотря на общепринятое положение об относительной
консервативности состава гумуса черноземов, очевидно наличие
существенных и закономерных изменений в качественном составе гумуса в
профиле почв исследуемых рядов.
В целинных черноземах от обыкновенных к оподзоленным в
качественном составе гумуса происходит возрастание доли ГК-1 и
появление на кривой распределения этой фракции признаков элювиально-
иллювиальной дифференциации. В указанном направлении закономерно
увеличивается доля фракции ГК-2 и выраженность наблюдаемых во

всех подтипах признаков "натечности" во второй половине гумусовой
толщи, где фиксируется абсолютный максимум ее долевого
содержания. Наряду с этим происходит заглубление абсолютного максимума
ГК-2 на кривой ее распределения. В рассматриваемом ряду заметно
увеличивается доля ГК-3.
В составе фульвокислот также отмечается рост их количества в
северном направлении, за исключением оподзоленных черноземов, где
относительное содержание всех фракций, в том числе и ФК-1а, вновь
несколько уменьшается. Заметно снижается доля негидролизуемого
остатка. Для большинства фракций гумусовых веществ происходит
сглаживание профильной дифференциации, что приводит к изменению
направления у оподзоленных черноземов профильного распределения
доли нерастворимого остатка с глубиной в сторону ее увеличения.
В ряду целина-пашня-орошаемая пашня отмечается определенное
сходство направлений изменений в составе и профильном
распределении гумусовых веществ. Распашка и орошение черноземов приводят к
соответствующему увеличению доли ГК-2, ГК-3 и суммы фракций
фульвокислот, а также возрастанию признаков "натечности" на кривой
распределения ГК-2, что свидетельствует об увеличении подвижности
гумуса. Наблюдается положительная коррелятивная связь между
глубиной залегания абсолютного максимума доли ГК-2 и глубиной
активного сезонного промачивают [289]. Орошение черноземов, кроме
того, приводит к качественному изменению долевого соотношения
фракций гумуса в нижней части почвенного профиля, где наблюдается
резкое возрастание негидролизуемого остатка и снижение доли фракций
гумусовых кислот. В целом отмеченная однонаправленность изменений
состава и профильного распределения гумуса в исследуемых рядах
свидетельствует о влиянии одного и того же фактора - гидрологического
режима почв - и, соответственно, указывает на то, что антропогенная
эволюция, как и естественная, идет в направлении более гумидных
подтипов.
ПРОСТРАНСТВЕННАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ СОДЕРЖАНИЯ ГУМУСА
В ПРОФИЛЕ ЧЕРНОЗЕМОВ
Пространственное варьирование свойств почв — объективная
закономерность, детерминируемая микронеоднородностью условий
почвообразования (климата, растительности, пород, рельефа и др.). Всякая
средняя - это лишь половина характеристики изучаемого признака.
Вторая половина - оценка варьирования. Величина варьирования
свойств по праву считается одним из диагностических признаков почвы [29,
30, 79, 82, 122, 137, 151, 343].
Как уже отмечалось, естественная неоднородность состава и
свойств почв обусловлена их генезисом и эволюцией. В агроценозах наряду
с естественными природными факторами большое значение в
изменении пестроты почвенного покрова имеет антропогенное воздействие,
интенсивность которого существенно возрастает в условиях орошения.

Изменение величины неоднородности является показателем
нарушения хода естественных процессов, их напряженности и степени
нестабильности [68, 69]. К сожалению, граничные значения величины
варьирования для многих свойств почв до сих пор не установлены и
почти совсем отсутствуют для исследуемого региона.
Немногочисленными работами для отдельных районов показано лишь направление
изменения данного показателя в пространственном ряду. Так,
например, отмечается, что степень варьирования гумуса в различных типах
почв изменяется от 4 до 43% в горизонте А [82].
В связи с этим в основу оценки данного показателя был положен
сравнительный метод анализа в ряду: целина-пашня-орошаемая
пашня. Исследования проводились в пределах элементарного почвенного
ареала в каждом звене указанного ряда. Повторность опробования на
всех участках была одинаковой (60 точек) и превышала необходимую
для получения достоверных значений с вероятностью 0,99 на участке с
предполагаемым максимальным варьированием признака в данном
ряду.
При изучении гумусного состояния ставилась задача на примере
черноземов типичных выявить степень влияния антропогенного
фактора на неоднородность гумусового профиля и характер варьирования
содержания органического вещества в почвах. Под неоднородностью
почвенного покрова понимался первый класс почвенной неоднородности
[102], проявляющийся в незначительном количественном изменении
свойств почв "внутри" элементарного почвенного ареала [314, 315].
Целинные черноземы. Исследования показали, что для целинных
черноземов Центрального Черноземья по сравнению с другими
регионами [68] характерно невысокое варьирование содержания гумуса при
минимальных значениях коэффициента варьирования (V) в верхней
части профиля и существенном нарастании этого показателя с глубиной
до абсолютного максимума в подгумусовой толще (табл. 47). В
абсолютных значениях (max-min) размах варьирования в верхней части не
превышает 2,5% и полуторакратиых различий в относительных
единицах (max/min). Вниз по профилю, размах варьирования в абсолютных
значениях, изменяется неоднозначно и не столь значительно. Более
выражено и закономерно меняется величина относительного показателя
размаха варьирования. Она однонаправленно возрастает с глубиной от
1,4 в слое 0-10 см до 3,0 в слое 150 см.
По коэффициенту варьирования гумусовый профиль целинных
черноземов условно можно разделить на несколько подгоризонтов с
относительно близкими и характерными для них величинами коэффициентов
варьирования. Верхний подгоризонт, охватывающий слой 0-20 см с
минимальным коэффициентом варьирования (около 7%), совпадает с
зоной интенсивного влагооборота, наиболее частого вегетационного,
"фронтального" промачивания атмосферными осадками. Под ним до
нижней границы горизонта А залегает подгоризонт,
характеризующийся более высокими и нарастающими с глубиной значениями
коэффициента вариации (9,4-11,4%). Эта толща совпадает с зоной активного

Таблица 47
Размах и коэффициент (V) варьирования содержания гумуса в черноземах
(и = 60)
Глубина, см
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
120-130
140-150
*Абсолютнь
"Относител
Целина
*
max-min
2,3
2,1
2,2
2,2
2.8
2,3
2,6
2,6
1,9
1,9
1,7
1,4
1,4
1й размах, %
ный размах
**
max
min
1,4
1,4
1,5
1,6
2,1
1,9
2,5
2,5
2,3
2,3
3,1
3,0
3,0
V, %
7,1
7,1
9,4
11,4
15,2
17,7
17,0
17,0
18,4
18,4
20,5
22,3
22,3
Пашня
неорошаемая
max-min
1,9
2,2
2,7
2,9
2,5
3,3
3,4
3,7
3,8
2,7
2,5
1,9
1,4
max
min
1,3
1.4
1,6
1,7
1,7
2,1
2,3
2,8
4,2
4,0
5,1
5,0
4,5
v,%
5,7
6,3
8,8
13,8
12,6
14,6
16,4
18,8
28,0
28,9
34,3
37,7
40,8
влагооборота и периодического внутрисезонного промачивания
атмосферными осадками. Периодичность промачивания, видимо, и
обусловливает возрастание коэффициента варьирования.
В переходном гумусовом горизонте АВ коэффициент варьирования
составляет в среднем 17%, изменяясь от 15% в верхней части до 18% в
нижней. Как известно, периодичность промачивания этого слоя,
границы которого совпадают с зоной внутригодового интенсивного
влагооборота атмосферных осадков, значительно ниже, чем вышележащей
толщи [165, 289]. Очевидно, что снижение частоты промачивания
гумусового профиля будет сопровождаться увеличением коэффициента
варьирования.
Пахотные черноземы. Исследования пахотных почв показали, что
типичные черноземы по содержанию гумуса классифицируются как
среднегумусные. Среднее количество гумуса в пахотном горизонте
составляет 6,2%. Изменение выборочной средней (X) содержания
гумуса вниз по профилю происходит плавно, постепенно, снижаясь
каждые 10 см на 0,5-0,7%. На глубине 150 см количество гумуса не
превышает 0,9%. При этом наибольший разброс данных в абсолютных
величинах отмечается в средней части исследуемого профиля на
глубине 40-100 см. Размах варьирования в относительных величинах,
в отличие от абсолютных значений, в профиле почв закономерно и

Пашня
орошаемая 5 лет
max-min
2,1
2,7
3,5
3,3
2,8
2,4
2,3
3,1
4.0
3,2
3,2
2,5
2,0
III
1,3
1,5
1,9
1,9
1,8
1,8
2,0
3,2
2,1
16,5
33,0
26,0
21,0
v,%
6,9
6,6
9,0
13,6
13,3
14,6
18,8
24,3
32,8
40,5
48,6
48,5
46,3
орошаемая 13 лет
max-min
3,2
2,5
2,1
2,2
2,8
2,7
3,2
3,0
2,2
2,4
2,2
1,6
1,3
max
min
1.7
1,5
1,5
1,6
1,9
2,1
2,6
2,8
2.6
5,0
4,7
4,2
3,6
V, %
12,5
8,6
9,7
13,4
17,0
16,5
16,5
22,3
23,1
35,1
37,1
38,1
37,3
однонаправленно нарастает от 1,3 до 5,0 (см. табл. 47). Все это
свидетельствует о том, что данные показатели по своей величине
значительно превосходят таковые, отмеченные нами в целинных
черноземах. При этом наибольшие различия наблюдаются в переходном
гумусовом слое и подгумусовой толще.
Соответствующие изменения наблюдаются также в величине V.
В отличие от целинных черноземов использование почв в
сельскохозяйственном производстве привело к разнонаправленному изменению
пространственной изменчивости содержания гумуса в отдельных частях
почвенного профиля. В верхней половине гумусового профиля
отмечается заметное сглаживание пестроты пространственного варьирования,
а в нижней части, особенно в подгумусовой толще, происходит
значительное увеличение (почти в 2 раза) коэффициента варьирования.
В черноземах пашни более резко выражены перепады величин V на
границе перехода пахотной толщи в подпахотную и нестабильность
коэффициента варьирования в горизонте Лпах. Величина V в нем
нарастает сверху вниз.
Все вышеизложенное (возрастание варьирования в пределах
пахотной толщи, резкое увеличение коэффициента варьирования на фанице
перехода указанного горизонта, а также в нижней части гумусового
слоя и в подгумусовой толще) позволяет говорить об усилении напря-

женности процессов гумусонакопления в указанных частях профиля и,
соответственно, в пахотных черноземах в целом по сравнению с
целинными аналогами. Причина данного явления заключается в гумиди-
зации водного режима пахотных черноземов и соответствующем
усилении миграционных процессов, определяющих перераспределение
органических веществ даже внутри пахотного горизонта, а также в
образовании слоя плужной подошвы, который, как правило,
характеризуется фрагментарностью залегания в пространстве. Усиление
вариабельности в нижней части профиля связано, возможно, с очаговым
усилением микробиологической деятельности и, соответственно,
минерализацией гумусовых веществ вследствие опускания нижней (языковатой)
границы зоны промачивания.
Яркое представление о характере распределения органического
вещества в профиле почв и возможных процессах, ее обусловливающих,
дает диаграммный рисунок пространственной неоднородности
содержания гумуса по отдельным слоям всей гумусовой толщи (рис. 21).
На рисунке хорошо видны особенности пространственного
варьирования содержания гумуса в различных частях почвенного профиля в
пределах исследуемого участка площадью 1 га.
Отчетливо выделяются слои пахотного горизонта,
характеризующиеся более однородным распределением гумуса в пространстве, и
нижележащая толща с максимальной пестротой пространственного
распределения, о чем свидетельствует густота изолиний, особенно в
слое плужной подошвы. В слоях пахотного горизонта фоновое
содержание гумуса находится в пределах 6-7%, и только редко на
небольших участках количество его равно 5-6% и 7-8%.
Ниже по профилю пятнистость содержания гумуса заметно
увеличивается. Так, уже на глубине 30-40 см в пределах изучаемой площади
одновременно выделяются четыре условных класса количества
органического вещества - от 4-5 до 7-8%. Соответственно, и коэффициент
вариации в данном слое повышается до 14%. Значительная пестрота в
содержании гумуса прослеживается и во всех нижележащих слоях.
Наибольший интерес, на наш взгляд, представляет строгое
вертикальное совпадение зон максимального накопления гумуса, наличие
которых нельзя объяснить никакими другими процессами (распределением
корней, зоогенной и микробиологической деятельностью и др.), кроме
как перераспределением органических веществ нисходящими токами
влаги. Такие микрозоны являются участками наиболее интенсивного и
глубокого промачивания. Появление этих зон в структуре почвенного
покрова Ф.Й. Козловский [152] считает признаком начальной стадии
агрогенной эволюции почв, называя их малыми областями ускоренной
эволюции, и указывает на возможность их блуждания на фоне
эволюционирующих и даже квазистационарных почв.
Орошаемые черноземы. Распределение органического вещества в
черноземе типичном орошаемом, несколько отличается от описанного
выше. Изменяется как средний уровень содержания гумуса, так и
характер его пространственного распределения. Так, пятилетний срок

о-ю
10-zo
20-30
30-40
%
40-50
SO-BO
60-70
70-80
80-90
90-100
Рис. 21. Пространственное варьирование содержания гумуса (%) в профиле
типичных неорошаемых черноземов
Изолшши содержания гумуса, %

орошения приводит к некоторому повышению содержания гумуса в
пахотном слое. Превышение количества органического вещества
относительно неорошаемого участка составляет 0,3-0,6%. Увеличение
содержания гумуса в орошаемых черноземах ЦЧО отмечается во
многих работах [56, 328, 344 и др.]. Авторы объясняют этот факт
повышением биологической продуктивности и интенсивности процессов
гумусообразования в оптимальных условиях увлажнения. Данные
различия отмечаются только в верхнем пахотном слое.
При анализе среднестатистического для данной выборки гумусового
профиля становится очевидным, что в нижележащих горизонтах
содержание гумуса по сравнению с неорошаемыми почвами даже несколько
снижается. При этом нужно подчеркнуть, что с глубиной различия по
абсолютной величине нарастают (несмотря на закономерное снижение
гумуса), достигая максимума в нижней части гумусового профиля.
Что касается неоднородности профильного распределения гумуса,
то ее характер существенно отличается от рассмотренного выше.
Размах варьирования содержания гумуса заметно возрастает как в
абсолютных, так и в относительных единицах, за исключением нижней
части гумусовой толщи или нижней границы зоны активного прома-
чивания при орошении (см. раздел "Водный режим черноземов").
Данное обстоятельство позволяет предположить, что снижение
размаха варьирования в этой части профиля обусловлено иллювииро-
ванием гумусовых веществ на границе толщи активного промачивания.
Вместе с этим нарушается отмеченная ранее для неорошаемых
аналогов общая закономерность изменения рассматриваемой величины
по профилю почв. Так, если в неорошаемых почвах размах
варьирования в относительных величинах закономерно и однонаправленно
возрастает с глубиной, то в орошаемых он ведет себя неоднозначно:
до глубины 40 см нарастает, затем несколько уменьшается в слое
40-60 см, после чего вновь нарастает, причем довольно резко в нижней
части профиля, превышая здесь по своей величине в 5-6 раз таковой в
неорошаемых почвах.
Соответствующим образом при орошении существенно меняется
коэффициент вариации содержания гумуса в отдельных слоях профиля
черноземов. По отношению к неорошаемым почвам эта величина
возрастает, хотя и неодинаково в различных частях профиля.
Минимальные изменения наблюдаются в нижней половине гумусовой толщи.
К поверхности и в глубь почвенного профиля эти различия
увеличиваются. Абсолютный максимум V отмечается на глубине 120-130 см
и относительный - в слое 0-10 см.
Совокупный анализ показателей пространственной неоднородности
содержания гумуса в различных частях профиля и их изменение при
недлительном (5 лет) орошении однозначно свидетельствует об
увеличении нестабильности или напряженности процессов гумусообразования
и гумусонакопления в профиле черноземов. Вследствие этого на
первых этапах орошение приводит к увеличению пространственного
варьирования содержания гумуса в верхней части профиля, снижению

его количества и возрастанию пространственной неоднородности в
нижней.
Выявленные особенности обусловлены усилением процессов
гумификации и минерализации органического вещества в профиле
орошаемых черноземов и нарушением их соотношения в сторону преобладания
последнего в нижней части профиля и первого - в верхней, а также
усилением процессов миграции гумусовых веществ и аккумуляции их на
фаницах плужной "подошвы" и глубины активного промачивания, что
приводит к некоторому сглаживанию неоднородности в этих частях
профиля.
Для уточнения выявленных закономерностей направленности
почвенных процессов в условиях орошения нами в пределах одной
почвенной разновидности были проанализированы все исследуемые
характеристики пространственного и профильного распределения гумуса в
черноземах с более длительным сроком орошения - 13 лет. (Участки
располагались в непосредственной близости друг от друга.)
Полученные данные подтвердили установленные закономерности
и показали однонаправленность этих процессов, т.е. интенсификацию
гумусообразования, минерализацию и внутрипрофильное
перераспределение, что, в конечном итоге, приводит к дегумификации почв.
В результате этого в почвах 13-летнего срока орошения наблюдается
снижение гумуса не только во второй половине гумусовой толщи, но и в
профиле в целом (рис. 22). Причем длительные сроки орошения
сопровождаются максимальными потерями гумуса в верхней половине
гумусовой толщи, в то время как в подгумусовом горизонте вследствие
значимого влияния процессов перераспределения содержание гумуса
остается почти на прежнем уровне или даже несколько возрастает.
Это, в свою очередь, приводит к соответствующим изменениям
величин, характеризующих пространственное варьирование гумуса в
профиле почв, что хорошо видно из табл. 47.
В верхних горизонтах отмечается относительное увеличение
пестроты содержания гумуса. В то же время в нижележащих слоях
наблюдается некоторое уменьшение неоднородности
пространственного распределения гумуса. Градиент падения гумуса с глубиной
снижается, соответственно профиль становится более сглаженным
(см. рис. 22). В большей части профиля снижается размах варьирования
содержания гумуса и коэффициент вариации по сравнению с таковыми
в почвах с малым сроком орошения. Исключением является пахотный
слой почвы, где коэффициент варьирования, как и при малых сроках
орошения, продолжает нарастать, особенно в слое 0-10 см, где
величина V по сравнению с остальной частью пахотной толщи достигает
абсолютного максимума, в то время как в целинных, пахотных и
орошаемых около 5 лет почвах относительный максимум в этом горизонте
приурочен к нижней части. Это еще раз свидетельствует об
относительно высокой, резко возрастающей при орошении, динамичности
процессов гумусообразования и гумусонакопления даже в ежегодно
перепахиваемой толще пахотного горизонта.

Гумус, %
/40 -
Рис. 22. Распределение гумуса в профилях типичного неорошаемого
чернозема и черноземов разного срока орошения
1 - пашня неорошаемая; 2 - пашня, орошаемая 5 лет; 3 - пашня, орошаемая 13 лет
Столь интенсивное перераспределение гумуса в пахотном
горизонте почв дает основания полагать, что процессы миграции, очевидно,
оказывают значимое влияние на формирование гумусового профиля в
целом. Влияние этого процесса на профиль черноземов,
соответственно, будет нарастать по мере гумидизации водного режима почв.
Резюмируя изложенное выше, следует еще раз подчеркнуть, что в
исследуемом ряду: целина - пашня - орошаемая пашня в гумусном
состоянии почв наряду с другими показателями меняется также
пространственная неоднородность профильного содержания гумуса.
Целинные черноземы характеризуются минимальным и
одинаковым пространственным варьированием содержания гумуса в верхней
20-сантиметровой толще. С глубиной отмечается нарастание всех
показателей пространственной изменчивости признака, однако
интенсивность нарастания и уровень этих величин неодинаковы в профиле
данных почв.

В целом в вертикальном разрезе выделяются зоны с близкими
характеристиками изменения рассматриваемых показателей,
расположение которых совпадает с почвенно-гидрологическими подгоризонтами.
Исходя из этого можно утверждать, что целинные черноземы
находятся на стадии устойчивого квазиравновесного состояния, с факторами
почвообразования.
Сельскохозяйственное использование черноземов приводит к
нарушению сложившегося динамического равновесия между факторами
среды и почвой, причем наиболее интенсивные и глубокие изменения
происходят при вовлечении черноземов в орошаемое земледелие.В почвах
неорошаемой пашни возрастает пространственная неоднородрсть
содержания гумуса, которая с глубиной еще более увеличивается.
В пахотных черноземах с глубиной наблюдается нехарактерное для
целинных почв изменение показателей варьирования в сторону резкого
увеличения величины V в области формирования плужной подошвы и.
некоторого снижения ее в прилегающем нижележащем слое.
Происходит опускание нижних границ зон с близкими характеристиками
изменчивости признака. В пределах элементарного почвенного ареала
образуются малые локальные, вертикально сопряженные участки
повышенной концентрации гумуса, совпадающие с зонами глубокого
промачивания, так называемыми горячими точками;
Орошение черноземов приводит к однонаправленному, как и при
богарном: земледелии, изменению показателей пространственного
варьирования содержания гумуса. На первых этапах орошения
отмечается наибольшая интенсивность нарастания величин,
характеризующих пространственную неоднородность содержания гумуса. Причем
в подгумусовой толще изменчивость признака в этот период достигает
своего абсолютного максимума во временном ряду.
В последующем происходит сглаживание пространственной
неоднородности во второй половине гумусового профиля и значительное
увеличение в пахотном горизонте. Абсолютный максимум
неоднородности в этой толще перемещается из нижней в самую верхнюю (0-
10 см) часть. В условиях орошения в черноземах, нарастает
динамичность процессов гумусообразования и гумусонакопления,
проявляющаяся даже в ежегодно перепахиваемой пахотной толще. При этом
происходит "размывание" "горячих точек" - зон концентрирования
гумуса в профиле черноземов.
В целом в черноземах: через 13—15 лет орошения появляются
признаки, свидетельствующие о приближении почвы к некоторому
равновесию с условиями среды.
СЕЗОННАЯ И МНОГОЛЕТНЯЯ ДИНАМИКА
СОДЕРЖАНИЯ ГУМУСА В ЧЕРНОЗЕМАХ^
Сезонная динамика. При исследовании процессов формирования и
эволюции гумусового профиля черноземов неизбежно встает вопрос о
динамике содержания гумуса и его лабильных форм. [194]. К сожа-

лению, исследования подвижного органического вещества черноземов
не столь многочисленны, а из имеющихся основная часть посвящена
изучению водорастворимого гумуса в лесных почвах лесостепи [75, 94,
124, 135, 181, 278].
Особенно слабо этот вопрос освещен применительно к пахотным и
орошаемым черноземам. До настоящего времени в литературе нет
единой точки зрения на причины, обусловливающие динамику и
подвижность органического вещества. Многие авторы объясняют
изменения содержания гумуса во времени динамикой разложения
растительных остатков и процессами минерализации собственно гумусовых
веществ [32, 94, 161]. Другие считают, что динамика гумуса в
значительной мере определяется корневыми прижизненными выделениями
растений [246]. Существует мнение о влиянии миграционных процессов
на динамику гумуса в различных частях профиля [75, 111-113, 125, 174,
337-349,351-358].
Исходя из этого наряду с изучением статических показателей
гумусного состояния почв в исследуемых рядах, нами для более
глубокого познания сущности процессов формирования гумусового профиля
и оценки роли миграционных явлений проводились исследования
динамики содержания общего гумуса и его подвижных форм в различных
подтипах черноземов.
Наблюдения проводили на типичных и обыкновенных черноземах,
как неорошаемых, так и орошаемых, с разным режимом поливов (от
0,4 до 1,2 поливной нормы, принятой для региона). Содержание
подвижного (лабильного) органического вещества определяли в 0,2н NaOH,
поскольку ранее И.В. Тюриным и О.А. Найденовой [307] при
изучении различных групп гумусовых веществ было установлено, что
фракция, извлекаемая непосредственно из почвы без декальцирования
0,2н NaOH, представляет собой более молодые, не закрепленные
кальцием гумусовые вещества.
Отбор почвенных образцов проводили 3 раза за вегетационный
период - весной (до начала вегетации), летом (в середине вегетации) и
осенью (после уборки урожая). Общее содержание гумуса в почве
определяли в весенний и осенний периоды.
Черноземы типичные. Анализ полученных результатов
показывает, что в течение вегетации от весны к осени в неорошаемых
типичных черноземах отмечается незначительное повышение общего
содержания органического вещества (табл. 48). Так, если до начала
вегетации его количество в пахотном слое составляет 5-5,5%, то к
осени эта величина возрастает до 5,3-5,7%. Незначительное
увеличение содержания гумуса отмечается по всему почвенному профилю до
глубины 100 см. Такое слабое повышение содержания гумуса в осенний
период может быть обусловлено поступлением в почву свежих
растительных остатков и активизацией процессов их минерализации в этот
период [94, 135].
В условиях орошения в большинстве случаев содержание общего
гумуса, напротив, от весны к осени несколько снижается, что, очевид-

Таблица 48
Динамика запасов общего гумуса в черноземах типичных, т/га
Глубина,см
Варианты полива
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
0-50
0-Ю
10-20
20-30
30-40
40-50
0-50
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
0-50
П р и м е ч а
ты полива.
57,2
59,9
57,5
56,1
48,0
278,7
56,2
64,4
61,0
57,3
52,9
291,8
58,2
62,2
61,0
62,2
54,1
297,7
н и е . 0 -
67,7
73,2
73,2
70,8
60,0
344,7
67,7
75,6
70,8
65,5
52,5
332,1
69,9
75,6
73,2
74,3
62,5
355,5
Весна, 1988
65,5
71,8
70,8
68,9
61,0
338,0
Осень, 1988
68,9
75,6
64,8
64,0
61,0
334,3
Весна, 1989
-
-
-
-
-
-
- неорошаемые; 1,2,
г.
67,3
71,9
75,0
72,8
59,5
346,5
г.
69,5
76,9
73,8
72,8
67,0
360,0
г.
68,4
75,6
72,6
72,8
64,5
353,9
63,6
69,0
67,2
71,9
65,8
337,5
66,8
74,8
67,2
65,7
63,2
337,7
-
-
-
-
-
-
64,4
73,2
69,6
70,6
57,5
335,3
69,9
75,6
68,4
70.6
58,8
343,3
-
-
-
-
-
-
68,8
73,2
70,8
66,8
57,5
337,1
68,8
75,6
67,3
65,5
56,3
333,5
65,5
74,4
70,8
58,0
55,0
323,7
3...6 - орошаемые, различные вариан-
но, связано с более высокой интенсивностью процессов минерализации
органического вещества почв в период вегетации при более
оптимальном увлажнении.
Исследования лабильной фракции гумуса показывают, что
черноземы типичные неорошаемые характеризуются заметным содержанием
подвижного органического вещества. В абсолютных единицах
максимальное количество его приурочено к самому верхнему слою 0-10 см и
в среднем составляет 0,77% от массы почвы (табл. 49). Вниз по
профилю количество подвижного гумуса снижается до 0,27% в слое
120-140 см. При этом наибольший градиент падения его содержания с
глубиной отмечается в пахотном слое. В подпахотной толще градиент
падения гумуса резко снижается и мало меняется в дальнейшем с
глубиной. Распределение лабильного гумуса по отношению к общему
гумусу имеет иной характер. В профильном распределении выделяются
участки повышенного относительного содержания подвижного гумуса:
верхний, приуроченный к слою 0-20 см, и нижний - к слою 100-140 см,

Таблица 49
Статистические показатели содержания подвижного гумуса
в типичных черноземах, % от массы почвы
Глубина, см
Статистические показатели
п
X
max
min
S?
S
V. %

Относительное содер-
•*
жание
Неорошаемые черноземы
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-80
80-100
100-120
120-140
16
16
16
16
16
16
16
16
8
8
0,77
0,63
0,53
0,42
0,43
0,41
0,32
0,31
0,27
0Д7
1,51
1,05
1,00
0,85
0,79
0,81
0,69
0,62
0,52
0,47
0,35
0,35
озз
0,26
0,24
0Д4
ОД!
0,18
0,16
0,14
0,07
0,06
0,04
0,03
0,04
0,04
0,05
0,04
0,04
0,04
0,29
0,26
0,17
ОДЗ
0,16
0,18
0,20
0,17
0,11
0,11
37,7
40,5
32,1
30,9
37,2
43,9
62,6
55,8
40,7
40,7
14,0
11,9
10,6
9,1
11,0
13,2
12,3
14,1
24,5
30,3
Орошаемые черноземы
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-80
80-100
100-120
120-140
54
54
54
54
54
51
51
51
18
18
1,68
1,65
1,41
1,15
0,96
0,77
0,65
0,38
0,34
0,32
2,70
2,77
2,56
2,50
1,91
1,35
1,23
0,68
0,64
0,54
0,95
0,85
0,78
0,52
0,55
0,46
0Д6
0Д4
0Д1
0,16
0,09
0,10
0,08
0,07
0,06
0,04
0,04
0,02
0,03
0,02
0,63
0,71
0,60
0,53
0,42
0,27
0Д5
0,15
0,11
0,10
37,7
43,2
42,8
46,4
43,7
35,5
38,5
39,0
32,3
31,2
27,1
27,5
23,5
21,7
20,9
19,2
21,0
14,6
21,2
29,1
*См. примечание к табл. 23.
"Содержание лабильного гумуса, в % по отношению к общему гумусу.
где отмечается его абсолютный максимум (30,3%). Наличие в профиле
двух горизонтов наибольшего содержания лабильного гумуса
обусловлено разными причинами. В первом случае поверхностный слой
является зоной наиболее интенсивных процессов гумусообразования,
во втором - результатом процесса перераспределения гумусовых
веществ.
Повышенное количество водорастворимого органического
вещества в нижних слоях профиля отмечали в своих работах и другие
исследователи [75]. Ранее было установлено, что в сезонных вариациях
содержания водорастворимого гумуса весной наибольшее количество
его наблюдается на глубине 1-2 м, летом максимум передвигается
ближе к поверхности и осенью вновь опускается на глубину 1 м и более
[75]. Все это свидетельствует о перемещении органических веществ в

профиле и приуроченности зон их наибольшего накопления к нижним
границам сезонного и годового промачивания почвенно-грунтовой
толщи. Правомерность данного вывода подтверждается прямыми
лизиметрическими исследованиями миграции органических веществ из
указанных слоев [75].
В орошаемых типичных черноземах по сравнению с неорошаемыми
аналогами содержание лабильного гумуса значительно возрастает,
почти в 1,5-2,5 раза в верхней и примерно на 15-20% в нижних частях
профиля (см. табл. 49). В профильном распределении абсолютного
содержания подвижного органического вещества наблюдается
увеличение мощности горизонта с высоким градиентом падения, а также
усиление признаков аккумуляции в верхней части подпахотной толщи.
В профильном же распределении относительного содержания
лабильного органического вещества отмечается уменьшение мощности слоя с
наименьшим его содержанием и, соответственно, увеличение мощности
слоев с повышенным относительным содержанием (в верхней и нижней
частях профиля).
Вариационно-статистический анализ количества лабильного гумуса
как в орошаемых, так и в неорошаемых почвах показывает, что
данная фракция характеризуется значительно большими величинами
пространственной изменчивости. В пахотном горизонте коэффициент
варьирования содержания лабильного гумуса составляет около 40-50%
против 8% для общего гумуса в соответствующем слое исследуемых
черноземов (см. табл. 49). Изменение величины V по профилю и в ряду
анализируемых почв (орошаемые-неорошаемые) в целом положительно
коррелирует с соответствующими изменениями величины
относительного содержания подвижного гумуса. Исключением является лишь
верхний - 0-20 см - слой в неорошаемых и 0-30 см - в орошаемых, где
отмечается обратная корреляция между рассматриваемыми
показателями.
Наличие указанной связи подтверждает высказанное еще Тюриным
и Найденовой [307] мнение о том, что исследуемые гумусовые
вещества представляют собой более "молодую" и мобильную фракцию
гумусовых веществ.
Дифференциация профиля по величине коэффициента
варьирования и относительного содержания подвижного гумуса дает
основания говорить о различии ведущих процессов, обусловливающих
накопление этой фракции в указанных частях профиля.
В верхней части, вероятнее всего, как уже отмечалось, таковыми
являются процессы гумификации растительных остатков.
Подтверждением этому служит соответствие сезонных динамик количества
растительных остатков и содержания лабильных органических веществ.
Наибольшее содержание лабильных фракций гумуса отмечается
весной, затем - уменьшение к лету и незначительное возрастание к осени
[278].
В нижней части профиля накопление подвижных органических
веществ определяется, видимо, процессами перераспределения (ил л ю-

т/га
160 Г
Весна Лето Осень Весна Лето Осень
Шйг. 7989г.
Рис. 23. Динамика запасов подвижного гумуса в черноземах типичных в
слое От-50 см, т/га
1 - неорошаемый; 2 - орошаемый, вариант 1; 3 - орошаемый, вариант 3; 4 -
орошаемый, вариант б
виирования) и частотой промачивания различных частей профиля. На
различие доминирующих процессов, формирующих отдельные
горизонты почвенного профиля черноземов, также указывают и другие
авторы [182, 184, 248, 278, 289, 326].
Наблюдение за сезонной динамикой содержания подвижного
гумуса служит еще одним подтверждением относительно высокой
лабильности данной фракции органических веществ почв. На рис. 23
представлена динамика запасов подвижного гумуса в верхней
полуметровой толще.
Как видно из рисунка, сезонная динамика лабильной фракции
гумуса в течение двух лет наблюдений была "неидентичной. В 1988 г.
отмечается заметное увеличение запасов подвижного органического
вещества от весны к осени. Причем такой характер
изменений закономерно прослеживается во всех случаях с орошением и на
богаре. Различия проявляются только в абсолютных значениях запасов
гумуса.
Анализ данных 1989 г. свидетельствует о возможности
противоположного хода динамики, когда наблюдается закономерное уменьшение
запасов подвижного органического вещества от весны к лету. При этом

на ключевых участках весенний уровень запасов оказывается
значительно выше количества подвижного гумуса, чем весной предыдущего
года. К осени 1989 г. запасы подвижного гумуса опускаются в
исследуемом слое до уровня исходных величин. Аналогичный характер
сезонной динамики подвижного гумуса в разные годы исследований
наблюдали и другие авторы [64, 278].
Как уже отмечалось, при рассмотрении динамики подвижного
гумуса прослеживается адекватность хода его сезонных изменений во
всех вариантах опыта. Отсюда можно сделать вывод о достоверности
полученных нами результатов. Вместе с тем неоднозначный по годам
наблюдений ход сезонной динамики также указывает на высокую
лабильность подвижного гумуса в черноземах и тесную зависимость его
содержания не только от запасов общего гумуса, но и от целого ряда
внешних факторов (климата, культуры агротехники, орошения и др.)
[148, 159, 373, 380, 382].
Интенсификация сельскохозяйственного производства, в
частности орошение, приводит к увеличению содержания подвижных форм
гумуса, усиливает их миграционную подвижность и
способствует заметному перераспределению его в почвенном профиле
черноземов.
Черноземы обыкновенные. Динамика общего содержания
органического вещества в этих почвах имеет обратный характер по
сравнению с таковой у типичных. На неорошаемых участках наблюдается
уменьшение его количества от весны к осени в верхнем
50-сантиметровом слое. К весне следующего года количество общего гумуса
вновь возрастает до величин, даже превосходящих первоначальный
уровень (табл. 50). Максимальное его содержание в весенний период
объясняется наибольшей активностью в это время процессов гумусо-
образования, напряженность которых к лету уменьшается и остается
невысокой до конца вегетационного периода [75, 303].
В условиях орошения практически во всех вариантах опыта
также прослеживается снижение содержания гумуса от весны к осени.
Однако в этом случае гумусное состояние (в отличие от
черноземов неорошаемой пашни) не восстанавливается до исходного уровня
к весне следующего года, хотя в этот период содержание гумуса в
орошаемых черноземах так же, как и в черноземах неорошаемых,
повышается.
Таким образом, динамика содержания валового гумуса в
обыкновенных черноземах показывает, что в условиях орошения его баланс
сдвигается в отрицательную сторону. Внесение навоза и дефеката
способствует некоторой стабилизации гумусного состояния пахотного
слоя. В этих условиях, несмотря на тенденцию снижения содержания
гумуса к осени, весной следующего года его количество не опускается
ниже уровня содержания органического вещества в весенний период
предшествующего года [232].
Количество подвижного органического вещества в черноземах
обыкновенных неорошаемых так же, как и в типичных, в пахотном

Таблица 50
Динамика запасов общего гумуса в черноземах обыкновенных, т/га
Глубина, см
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
0-50
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
0-50
0-10
10-20
20-30
3(^40
40-50
0-50
Варианты полива *
0
62,7
65,5
52,5
45,9
38,9
265,5
57,0
60,5
47,4
38,9
40,3
244,1
55,9
63,0
61,4
52,8
49,0
282,1
I
2
3
Весна, 1988 г.
68,9
72,6
76,1
74,0
55,4
347,0
66,1 65,5
69,5 66,1
65,3 71,0
63,8 67,1
61,2 51,5
325,9 321,2
Осень, 1988 г.
62,2
66,6
67,1
54,8
45,4
296,1
58,2 63,3
63,4 64,9
55,0 71,0
50,5 52,1
43,1 47,2
270,2 298,2
Весна, 1989 г.
64,4
67,8
65,8
58,9
59,6
316,5
* См. примечание к табл. 48.
62,2
67,3
73,5
58,9
57,2
319,1
4
68,4
73,2
67,1
63,5
61,5
333,7
62,7
67,0
54,2
50,8
47,2
281,9
-
-
-
_
-
-
5
70,1
67,8
68,4
60,3
46,9
313,5
64,4
69,0
67,1
54,8
49,7
305,0
-
-
-
-
-
-
6
72,3
73,8
74,8
56,2
48,3
325,4
62,2
66,6
65,9
54,8
45,4
294,8
71,2
64,1
69,7
57,5
51,5
313,6
слое составляет 0,45-0,72% или 11-13% от общего количества гумуса
(табл. 51). По сравнению с типичными черноземами эти величины
несколько ниже.
Профильное распределение "абсолютного" содержания (% от массы
почвы) лабильного органического вещества, как и общего гумуса,
характеризуется закономерным уменьшением с глубиной. Однако в
отличие от последнего профильное распределение подвижного гумуса
характеризуется максимальным градиентом его падения в горизонте А.
Высокая неоднородность подвижного гумуса в ежегодно
перепахиваемом слое свидетельствует об очень высокой лабильности данной
фракции гумусовых веществ.
В нижележащей толще (40-140 см) градиент падения содержания
резко уменьшается, и количество подвижного органического вещества
постепенно снижается с глубиной. Можно лишь отметить, что в
горизонте АВ величина градиента снижается более резко, чем в
горизонте ВС. В обыкновенных черноземах профильное распределение
характеризуется относительно меньшей выраженностью прогрессивно-акку-

Таблица 51
Статистические показатели содержания подвижного гумуса
в обыкновенных черноземах, % от массы почвы
Глубина, см
Статистические показатели*
п
X
max
min
Si
S
V,%

Относительное
содержание**
Неорошаемые черноземы
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-80
80-100
100-120
120-140
16
16
16
16
16
16
16
16
8
8
0,72
0,57
0,45
0,38
0,30
0Д8
0,25
0,23
0,19
0,17
1,21
0,83
0,64
0,78
0,75
0,67
0,37
0,37
0,27
0,26
0,35
0,35
0,35
0,36
0,33
0,21
0,15
0,13
0,11
0,11
0,06
0,05
0,04
0,03
0,02
0,03
0,03
0,02
0,03
0,03
0,23
0Д0
0,17
0,14
0,10
0,12
0,11
0,09
0,09
0,09
31,9
35,8
37,8
36,8
33,3
42,8
44,0
434
47,4
52,9
13,1
11,0
11,0
11,5
11,1
13,3
13,9
17,7
19,0
21,2
Орошаемые черноземы
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-80
80-100
100-120
120-140
♦См.
**См
20
20
20
20
20
20
20
20
12
12
примечание
. сноску ** к
1,30
1,18
1,01
0,76
0,59
0,48
0,37
0Д9
0,23
0,22
ктабл
табл.
2,09
1,88
1,81
1,10
0,74
0,64
0,51
0,41
0,39
0,31
23.
49.
0,68
0,63
0,61
0,47
0,37
0,35
0Д1
0,15
0,15
0,15
0,11
0,10
0,08
0,06
0,03
0,02
0,02
0,02
0,03
0,02
0,48
0,44
0,35
0Д6
0,13
0,09
0,08
0,09
0,12
0,09
36,9
37,3
36,4
34,2
22,0
18,7
21,6
31,0
52,2
40,9
21,7
20,0
19,4
16.9
13,7
14,1
16,1
19,3
23,0
31,4
мулятивных признаков накопления в различных частях профиля.
Распределение близко к равномерно-аккумулятивному типу, но с
неодинаковым градиентом изменения содержания органического вещества
в различных частях профиля.
Отмеченные особенности содержания и профильного распределения
лабильного органического вещества в обыкновенных черноземах по
сравнению с типичными, видимо, обусловлены соответствующими
различиями их гидротермических режимов [149,156,278].
В условиях орошения в обыкновенных черноземах, как и в
типичных, количество подвижного гумуса увеличивается до 1-1,3% в
"абсолютных" значениях или до 19,4-21,7% по отношению к содержанию
общего гумуса.
Вниз по профилю содержание подвижного органического вещества

к массе почвы закономерно снижается. Так же, как и в типичных
черноземах, в черноземах обыкновенных в условиях орошения
увеличивается градиент падения содержания этой фракции с глубиной.
Профильное распределение содержания подвижного гумуса в
относительных величинах отличается от рассмотренного выше и характеризуется
минимальным и равномерным распределением в горизонте АВ (слой
40-80 см), нарастанием его доли кверху до относительного максимума в
слое 0-10 см и резким увеличением в подстилающей толще до
абсолютного максимума в слое 120-140 см. Сравнивая профильное
распределение лабильного гумуса в орошаемых обыкновенных черноземах с
таковыми в неорошаемых, можно отметить, что его количество в
условиях орошения значительно возрастает по всему профилю, причем
в нижней части больше, чем в верхней.
При рассмотрении вариационно-статистических показателей в
целом отмечается общее сходство с таковыми у типичных орошаемых
черноземов. Различия заключаются лишь в несколько большей
величине V исследуемого признака в нижней половине гумусовой толщи
обыкновенных черноземов.
Проведенные исследования по стабилизации гумусного состояния
орошаемых почв позволили установить, что внесение навоза в этих
условиях значительно увеличивает как абсолютное, так и
относительное (% от Собщ) содержание подвижного гумуса в почвах. При этом
возрастает неравномерность его распределения по почвенному
профилю [180]. Последнее в свою очередь однозначно указывает на
миграцию органического вещества в черноземах и ее усиление в
условиях орошения.
Исследования сезонной динамики содержания лабильного гумуса в
полуметровом слое показали, что в обыкновенных черноземах она
аналогична таковой у черноземов типичных. В первый год
исследования отмечается закономерное увеличение данного показателя от
весны к осени. Причем так же, как и в типичных черноземах, сезонная
динамика подвижного гумуса здесь идентична во всех вариантах опыта.
В течение зимнего периода запас подвижного гумуса уменьшается до
весеннего уровня предшествующего года, и следующий вегетационный
период, как и у типичных черноземов, характеризуется той же
закономерностью, т.е. уменьшением, как правило, его содержания от весны
к осени.
Таким образом, у обыкновенных черноземов, как и у типичных, в
орошаемых и неорошаемых условиях ход сезонной динамики
определяется одним и тем же фактором - интенсивностью процессов
гумификации растительных остатков. Вместе с тем исследования динамики
свидетельствуют, что в межвегетационный (осенне-зимне-ранневесен-
ний) период запасы подвижного гумуса в 0-50-сантиметровой толще
пахотных почв снижаются, видимо, вследствие миграции его в
нижележащую толщу [75, 126, 278].
Заключая изложенное выше, можно констатировать, что гумус
черноземов - довольно динамичная часть почвы. Содержание общего

гумуса в наибольшей степени меняется в верхнем полуметровом слое,
а подвижного - во всей гумусированной толще.
Изменение экологических условий почвообразования приводит к
существенному изменению содержания лабильной фракции гумусовых
веществ. Орошение черноземов сопровождается увеличением
количества последних.
Профильное распределение относительного содержания лабильного
гумуса характеризуется двумя выраженными максимумами в верхней и
нижней частях профиля. Это свидетельствует о наличии двух
доминирующих процессов, приводящих к накоплению гумуса в
соответствующих частях профиля: в верхней - процесса гумификации
растительных остатков; в нижней - процесса миграции и перераспределения
гумусовых веществ.
Сезонная динамика подвижного органического вещества в
черноземах в основном выражается в увеличении его количества от весны к
осени, снижении почти до исходного уровня и перераспределении в
осенне-зимне-ранневесенний период из верхних слоев в нижние.
Сравнивая содержание и распределение подвижного гумуса в
профиле исследуемых почв, можно отметить, что черноземы лесостепи
(типичные) характеризуются большим его количеством, а профильное
распределение - более выраженными прогрессивно-аккумулятивными
признаками. В обыкновенных черноземах количество лабильного
гумуса меньше, а в профильном распределении преобладают равномерно-
аккумулятивные признаки накопления.
Многолетняя динамика содержания гумуса. Общепризнанно, что в
почвах пашни идет изменение содержания гумуса [11, 19, 20, 53, 186,
193, 198, 238, 267, 284, 293, 329, 330, 334, 370, 383]. Однако анализ
имеющегося богатого фактического материала не показывает
однозначной направленности хода данного процесса. Выявление
определенной динамики стало возможным благодаря накоплению и
усреднению огромного количества данных по содержанию гумуса в
почвах отдельных районов, округов и подзон Черноземного центра в
целом.
В основу анализа многолетней динамики были положены
собственные результаты и многочисленные литературные данные по
содержанию гумуса в почвах Центрального Черноземья [10, 11, 19, 43,
53, 59, 60; и др.]. Выборка формировалась по отдельным частям подзон
Черноземного центра; на основе средних величин количества гумуса в
них вычислялась средняя для подзон в целом. Общий объем выборки
для каждого подтипа составлял от 225 до 650, а по отдельным годам -
от 45 до 108 повторностей.
К сожалению, реализация такого подхода была возможна только
для пахотных неорошаемых почв. Создание подобного уровня выборки
для орошаемых и, особенно, целинных черноземов не представляется
возможным по причине отсутствия данных, достоверно
характеризующих все почвенные районы исследуемых подзон Центрального
Черноземья.

Гумус,я/ш
Чернозем Выщелоченный
7963 19$8 /973 /97$
Чернозем типичный
/983 тв гады
тз
ms тз те тз
Чернозем обыкновенный
/968 годы
■ '■ •
_ _ ™™иг" ■" mm" —— ■"■д. — „„„_ __ р^ j«j
тз
те
тз
те
тз
твговы
Рис. 24. Многолетняя динамика содержания гумуса в слоях 0-20 и 30-50 см
черноземов пашни (средние для подзоны при п 45-108)
/ - слой 0-20 см; 2 - слой 30-50 см
В связи с этим многолетняя динамика содержания гумуса в
черноземах в условиях орошения исследовалась нами на участках,
расположенных в непосредственной близости друг от друга в пределах одной
почвенной разновидности и одного элементарного почвенного ареала.
Детальность исследований превышала максимально необходимую
величину для различных слоев почвенного профиля и была равна 60 повтор-
ностям на каждом участке. Это, несмотря на противоречивость
литературных данных, также позволило нам выявить направление динамики
содержания гумуса в условиях орошения, которая описана выше.
Изучение многолетней динамики содержания гумуса в черноземах
пашни показало, что во всех подтипах она сходна по характеру и,
вместе с тем, имеет свои особенности в отдельных слоях почвенного
профиля. Общим является то, что наибольшие потери гумуса наблю-

даются в верхней полуметровой толще с максимумом в горизонте Апах
(рис. 24).
В подпахотном слое 30-50 см интенсивность падения гумуса ниже,
причем отмеченные различия нарастают в сторону южных подтипов.
В обыкновенных черноземах этот показатель в слое 30-50 см почти в
2 раза ниже, чем в слое 0i-20 см. Последнее обусловлено
соответствующим нарастанием различий в динамике влажности и, как следствие,
микробиологической активности и интенсивности минерализации гумуса
в указанных слоях.
Наряду с этим! в/многолетней динамике наблюдается
неравномерность падения гумуса по отдельным периодам. В частности, в
последние годы отмечается снижение ее темпов и сглаживание различий в
содержании гумуса в горизонте Апах между подтипами. Это
свидетельствует о тенденции стабилизации содержания гумуса на определенном
уровне, определяемом круговоротом органического вещества в
культурных биогеоценозах при существующем уровне
сельскохозяйственного производства. Среди исследуемых подтипов наибольшие потери
гумуса в горизонте Апах наблюдаются в черноземах типичных и
обыкновенных. За 25-летний период они потеряли 1-1,4% гумуса,
соответственно, что составляет 0,04-0,06% в год [321, 325]. В пересчете на
запасы органического вещества эта величина равна 0,8—1,2 т/га в год.
Эти цифры по своей величине близки к приводимым в научной
литературе [53, 75, 90, 94, 104, 105, 325].
Таким образом, за 25-летний период исследуемые подтипы
черноземов потеряли 0,7-1,4% гумуса в пахотном (0-20 см) горизонте и 0,4-
1% в подпахотном слое (30-50 см). Наибольшие потери отмечаются у
типичных черноземов, к югу и северу от них потери гумуса снижаются.
Минимальные потери в горизонте Апах в рассматриваемом ряду
наблюдаются в черноземах выщелоченных, а в подпахотном горизонте (30-
50 см) - у черноземов обыкновенных. В целом в многолетней динамике
содержания гумуса происходит снижение темпов его падения,
выравнивание различий в содержании гумуса в горизонте Апах между
исследуемыми подтипами. Такой ход динамики позволяет прогнозировать
стабилизацию его количества на уровне, определяемом балансом
органического вещества в агроценозах при существующей культуре
земледелия.

Глава 8
СОЛЕВОЙ ПРОФИЛЬ ЧЕРНОЗЕМОВ
И ЕГО ЭВОЛЮЦИЯ
Солевой профиль целинных черноземов. В естественных условиях
черноземы центра Русской равнины вследствие глубокого залегания
уровня грунтовых вод характеризуются непромывным или
периодически промывным водным и стабильным солевым режимами. В этих
почвах все соли, растворимость которых не зависит от парциального
давления углекислого газа в почвенном воздухе, опускаются к границе
максимального промачивания почв и фиксируют ее нижнюю границу
[68], В связи с этим в черноземах лесостепи верхняя 2-метровая толща
хорошо промыта от легкорастворимых солей, и солевой профиль в этой
части практически не выражен. В исследуемом ряду почв солевой
профиль более ярко выражен у черноземов обыкновенных, на примере
которых мы и рассмотрим его особенности.
По содержанию солей обыкновенные черноземы под естественной
растительностью с непромывным водным режимом классифицируются
как незаселенные (табл. 52, рис. 25). Общее количество
водорастворимых солей в верхнем (0-30 см) слое составляет около 0,8 мг-экв/100 г
и 1,2 мг-экв/100 г на глубине 150 см. Солевой профиль исследуемой
2-метровой толщи обыкновенных черноземов четко разделяется на две
части: верхнюю (0-30 см) толщу с минимальным содержанием солей и
нижележащую (до глубины 150 см) с повышенным количеством
легкорастворимых солей, причем граница перехода верхней части в нижнюю
очень резко выражена. Абсолютный минимум содержания солей
отмечается на глубине 20 см, а максимум приурочен к слоям 40-50 и
70-80 см.
Качественный состав солей характеризуется преобладанием
кальция среди катионов и НСОэ среди анионов. Особенностью
профильного распределения доминирующих ионов является то, что максимальное
количество водорастворимого Са2+ наблюдается на глубине 40-50 см, в
других частях профиля доля Са2+ в составе солей снижается при
увеличении Mg2+, Na+ и К+ в верхней части и Mg2+ и Na+ в нижней.
Изменение содержания НСОэ по профилю в общем аналогично
кальцию. Минимальное его количество наблюдается в верхнем (0-30 см)
слое, затем оно резко возрастает в нижележащей толще и далее
меняется незначительно. Распределение других ионов в почве не столь
выражено. S04 , содержание которого в среднем составляет 0,06 мг-

экв/100 г по всему профилю распределяется относительно равномерно.
Количество хлор-иона среди анионов минимальное; в верхнем горизонте
оно достигает 0,02 мг-экв/100 г, на глубине 30-40 см возрастает
примерно в 2 раза и далее практически не меняется до глубины 140-
150 см.
Таким образом, солевой профиль целинных обыкновенных
черноземов имеет выраженную элювиальную (0-30 см) толщу и
аккумулятивную (30-150 см), в пределах которой содержание солей с глубиной
меняется незначительно. Признавая правомерность высказывания о
совпадении зон выноса и аккумуляции солей с почвенно-гидрологи-
ческими горизонтами [45], а также учитывая характер профильного
распределения ионов и, в особенности, хлор-иона, не способного к
поглощению почвой, можно заключить, что в профиле обыкновенных
целинных черноземов зона интенсивного внутривегетационного про-
мачивания охватывает слой мощностью 0-30(40) см.
Ниже на всю исследуемую толщу (до глубины 150 см) следует зона
активного ежегодного промачивания, в пределах которой отмечаются
слабовыраженные участки накопления солей на глубине 50 и 80-100 см,
которые, видимо, "маркируют" зоны спорадического промачивания.
В целом относительно равномерное распределение солей в
пределах выделенных подгоризонтов солевого профиля свидетельствует о
высокой сбалансированности солевого и водного режимов данных почв.
Об этом свидетельствуют также относительно невысокие, мало
меняющиеся по профилю коэффициенты варьирования содержания
солей, за исключением отмеченных переходных и локальных зон
аккумуляции, где величина V заметно возрастает.
Солевой профиль черноземов пашни. Суммарное содержание солей
в профиле пахотных черноземов примерно в 1,5-2 раза выше, чем у
целинных, и составляет около 1,3 в верхней части и 2,3 мг-экв/100 г-
в нижней (табл. 53, рис. 25). В целом солевой профиль черноземов
пашни характеризуется увеличением примерно в 1,5 раза мощности
верхней элювиальной части (до глубины 50 см), относительной
сглаженностью границы ее перехода в аккумулятивную толщу с
прогрессивно-аккумулятивным характером распределения солей, а также
большей выраженностью локальных зон накопления.
В черноземах пашни по сравнению с целинными разностями
существенно меняется соотношение солей. Среди катионов заметно
возрастает доля Mg2+ и Na+ и снижается доля Са2+, в особенности на
глубине 250 см, где в убывающем ряду катионов на первое место
выходит Na+, а Са2+ переходит на второе место. Среди анионов умень-
— 2—
шается доля НСОэ и увеличивается доля S04 , особенно в верхней
элювиальной толще, где сульфат-ион занимает доминирующее
положение. В анионном составе отмечается также увеличение количества
хлорид-иона, в особенности на глубине 100-150 см.
Наряду с отмеченными общими закономерностями профильное
распределение отдельных ионов имеет свои особенности. В пахотных
черноземах в отличие от целинных наблюдается более значительное

•И S
01 s<:
м содержа
линных он
Ы 9
:ия М
алега
О 0Q
№ Я
3 s
ov"?
эчен к повер
ине 30-40 см
'ХНОСТН
[. Расп]
X О
01 s
2 а
я 2
>почвь
: же С
са г"
to
+ в>
о: а
К Й
о я
а я
НО В
ичест
исел
■вас
г> «•
дуемых
лубиной.
разнос
Однак
о н
: и характеризуе
черноземах паыи
S О
р SQ
нарастанием е
бсолютный мин
s 3
4 Я
о о
и »
ышение сод
ще (см. рис.
ержан:
25). Р:
о S
я
oi ^
о +
Й °
01
X "1
+ St
особе]
по прс
5 о
5 в
иллювиа
в целом
льной
одно-
180-2
220-2
OS to
О О
0,07
0,07
Ul 4*.
О О
о "о
00 so
О О
*-J *-J
ОО Ul
OO Ы
p p
Ul 1*)
Ul *"
U> Ы
— о
Ul -J
SO ^
120-1
140-1
oo .£•
о о
о о
"SSs-
-J Os
о о
о о
— -4
о —
о о
OS Ъ>
О0 U1
Ul U1
о о
U> io
ГО Ul
Хп ОО
— о
"о 'so
to о
о —
100-1
to
о
р
0,07
о
Os
"J
о
"(О
£.
to
0,9
U1
о
80-1
8
0,05
-4
0,0
U1
U1
р
Ul
ОО
UI
о
"(О
-J
so
0,8
SO
-J
60-80
0,06
to
0,0
ю
OS
о
UI
Ul
to
р
U1
U1
ОО
0,9
OS
50-6
о
0,05
SO
0,0
OS
о
Ъ-
Os
Ul
Р
1*1
4^
Ul
0,8
м
Ul
40-5
о
0,05
о
0,0
(О
р
U1
so
р
U1
о
О
2
U)
30-4
о
0,05
UI
0,0
U)
о
U)
Оч
р
U)
Ul
ОО
0,6
$
0-1
10-2
20-3
о о о
0,06
0,05
0,05
MUI М
о о о
о о *р
N> Ul Ы
о — *.
° р р
ы to "to
ОО Ul OS
OS ф. —
о р о
Ul Ul U)
to Ui so
to ui oo
p p p
Os Os Os
to i— oo
Os ~J Ul
q
я
8
(J"l
СЯ
о
■£ы
1
5
Глубин;
в
1-5
1
1
о
i
п
о
в
о
тз
ш
X
Я
СИ
I
*
О
а
ТЗ
о
■е-
"I Й
4 ?
Ю Л
8§
-) П
^\ 2
а о
И °
g&
s
о
ш
п>
X
S
х
s
га
о
ТЗ
о
Е
ш
о-
Н
U
X
»
U1
.&. — so~JOsUi.fc.UJto —
???????????
uitoooooooooo
ооооооооооо
о о р о о о о Хп о о о
UlUi4bUtUtUiUtOS&UlUl
OO-J-JUiUis0Oso.fc.Ui
ооооооооооо
о "о о о о о о о о о о
ыыымыыы----
UlU>Ul.fc.UltOUlso*-O00
о р р р р о р о р р р
^UlUlUlUlUIUlUtUJUlU)
oootoui — to ui — to © to
OSU>.fcUl.fc,UiOOO-J£'00
ооооооооооо
о о о о о о р о о р о
UiU)UlUlUl^$,UIUl£ui
U> OO •— i— si DO Об to О ^ "
ррррр р р р о р о
UlVlOSOSUIUlOSUIU)U)U)
OSOsO — SOS0QOOOOU1SO
yiJs^-^yisD'-oasOvi
^ s-
я
8
я
о
»
П
О
re
П TJ
у *
п>
9
о
ниой
тз
ш
стите
й
О"
s
о
ч
О"
S
"
?
U
«
D
8
-1
а
II
м
NJ
я
s
п
солей
D
проф
s
и
<т>
о
о\
1Г
«
X
о
D
ГО
X
rn
X
X
п>
тз
S
о
ы
S
о
В!

w
ooooooooooooo
ы "to w ы а л и» *^ *w *w w u *w
owo\wwooooo^oo^-oo
ooooooooooooo
Ы Ni Ni tO >0 tO "— "— **~* '>— *n- Q О
СЮ Q\ U Ы
ooooooooooooo
3>ооыыыюооЫо\ы
£ 22
— — — oooooooooo
JO JO JO H- -* *~ N- H- ^- N- N- И* И-
Ы 'h. *Q OO OO "vj OO b\ W U W Ь W
— О*— О >— (Ои)С>и-1ЛОСТ^Оч
€
.0
oooeoopoooo
**. tfck ".{* **. ^ "^ w У ы
WUlOliJb.ij'feOl
-jeeuioowtowvo
§2
ooooooooooo
« — ««'^-'^."i-'oooo
Ooeooooto^ooW"— ^-
s
*
OOQOOOOOPOO
8 S "S *S S 8 2 2 2 ^ °
OoWUlUlOO'-tl-'iNJ
a
pppppppopop
LflOOUtoSW^JkUJOOtOn
5
X
I
HrbNirN
о о о

IL_I I 1 I I 1 I I I 1 J I I I I i
ем=-
СЭ
xn
ия
Щ
8221
i "*
"о
СЭ
•3Z
V-Л
Ы
WA
г-:-.-
i
о
^■в
^^Н
^^Н
^^ш
+
ас
[ ]
с)
Z
!•■•
Г 1
1 •
L • J
+
£
|§&Ш
ИШШ
RtjjjjS
^Щ
ы
U
PvV
я
В
о
о.
о
©
«
л
X
ь
о
X
и
с
-—ч
а
X
X
X
я
с;
а
я
еннь
01
о
X
*
X
ю
о
ffl
о
S
а
m
о
S
о.
4>
В"
л
с;
я
•в-
О
о,
с
'S
о
олев
и
1Л
U
S
ец
нэ'внпдбщ

чество его постепенно снижается, за исключением локальных зон
аккумуляции.
Особенностью профильного распределения хлора является наличие
ярко выраженных локальных максимумов его содержания на глубине
100-130 см и слабо выраженных - на глубине 20 и 40 см. Наименьшее
количество хлора в профиле пахотных почв наблюдается на глубине
50 и 200 см.
Для распределения НСОэ в целом характерно минимальное
количество в верхней элювиальной толще (мощностью 50 см) и
интенсивное его нарастание в нижележащей (до максимума на глубине 250 см).
В свою очередь так же, как и для других ионов, в пределах
элювиальной и иллювиальной толщ имеются локальные, но менее
выраженные, зоны аккумуляции НСОэ.
Еще одной особенностью профильного распределения ионов в
пахотных черноземах является несоответствие глубин залегания
локальных зон их аккумуляции, особенно в иллювиальной толще. Это
свидетельствует о большей динамичности водного режима
пахотных почв и нарушении закономерностей в динамике их водного
режима вследствие возделывания различных сельскохозяйственных
культур.
Таким образом, солевой профиль пахотных черноземов по
сравнению с целинными характеризуется в целом меньшей выраженностью
элювиально-иллювиального перераспределения солей, выносом
(размытостью) кальция и аккумуляцией натрия, сульфат-иона и локально -
хлора. Солевой профиль пахотных черноземов имеет (примерно в
1,5-2 раза) большую мощность элювиальной толщи, нижняя граница
которой проходит на глубине 50 см, более размытую границу перехода
в иллювиальную толщу и наличие в пределах последней более
выраженных зон аккумуляции солей, в особенности хлора, сульфат-
иона и кальция (возможно, остаточную).
Все выявленные особенности содержания и распределения
водорастворимых солей в профиле пахотных черноземов позволяют
однозначно утверждать: 1) их водный режим в сравнении с целинными
аналогами характеризуется большей гумидностью (увеличение
мощности элювиальной толщи и размытость профиля); 2) мощность поч-
венно-гидрологической толщи интенсивного (сезонного) влагооборота на
пашне в 1,5-2 раза больше, чем в целинных черноземах (опускание
верхней границы иллювиальной толщи); 3) глубина активного годового
промачивания достигает 150 см (локальное накопление хлора).
Солевой профиль орошаемых черноземов. Орошение
обыкновенных черноземов слабоминерализованными водами не вызывает
существенного изменения в суммарном содержании солей в большей части
почвенного профиля, за исключением его нижней части, где отмечается
значительное увеличение количества водорастворимых солей.
Наиболее значимые изменения при орошении происходят в соотношении
ионов и их профильном распределении [390, 392]. В катионном составе

Таблица 54
Содержание солей в профиле черноземов обыкновенных орошаемых,
мг-экв/100 г (л = 53)
Глубина, см
Сухой
остаток, %
Анионы
СГ
НОД
SOf
Сумма
(МО
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
100-110
120-130
130-140
140-180
180-220
220-260
0,072
0,069
0,063
0,076
0,065
0,070
0,063
0,064
0,066
0,066
0,066
0,069
0.079
0,098
0,125
0,135
0,055
0,047
0,007
0,102
0,026
0,029
0,011
0,047
0i056
0,081
0,049
0,031
0,029
0,064
0,062
0,051
0,285
0,275
0,288
0,319
0,396
0.445
0,491
0,515
0,549
0,533
0,605
0,636
0,656
0,835
0,933
0,961
0,390
0,376
0,342
0,407
0.310
0,333
0,283
0,230
0,245
0,226
0,241
0,263
0,277
0,431
0,443
0,465
0,730
0,697
0,637
0,828
0,732
0,807
0,785
0,792
0,851
0,840
0,895
0,930
0,962
1,330
1,438
1,478
возрастает доля натрия и снижается доля кальция (табл. 54, см.
рис. 25). В большей части профиля в ряду катионов Na+ занимает
превалирующее положение, а Са2+ переходит на второе место.
В нижней части профиля на глубине 250 см содержание Na+ достигает
максимума и почти на порядок превышает количество Са2+.
В составе анионов наблюдается заметное увеличение доли хлора и
2-
в несколько меньшей степени - S04 , а также уменьшение НСОэ. Как
уже отмечалось, более существенные изменения происходят в
профильном распределении солей. Резко возрастает размытость профиля.
Мощность аллювиальной толщи по отношению к неорошаемым аналогам
увеличивается почти в 2 раза (с 50 см до 80-100 см). При этом воз-
2-
растает профильная нестабильность распределения Na+, S04 и, в
особенности, О". В орошаемых черноземах четко фиксируются пики их
концентрирования на глубинах 30-40, 100 и 250 см. В то же время
происходит дальнейшее сглаживание профильного распределения Са2+
при усилении признаков его аккумуляции на глубине 200 см. Другими
словами, очевидно перераспределение Са2+ из верхней части профиля в
нижнюю.
Наряду с представленными общими закономерностями изменения
солевого состава обыкновенных черноземов по подзоне в целом мы
проанализировали его динамику на примере одного участка, орошае-

Катионы
Т
Са2*
0,248
0,241
0,258
0,321
0,338
0,370
0,433
0,434
0,451
0,419
0,357
0,349
0,318
0,308
0,33©
0,279
Mg2*
0,079
0,083
0,086
0,099
0,101
0,122
0,127
0,147
0,168
0,194
0,196
0,205
0,222
0,228
0,240
0,234
Na*
0,372
0,359
0,293
0,399
0,283
0,302
0,231
0,208
0,243
0,230
0,346
0,374
0,455
0,779
0,819
0,931
К*
0,017
0,014
0,011
0,009
0,008
0,007
0,004
0,002
0,004
0,002
0,002
0,004
0,004
0,013
0,015
0,016
Сумма
0,716
0,698
0,648
0,827
0,731
0,800
0,794
0,790
0,866
0,846
0,902
0,932
0,998
1,329
1,404
1,461
1,446
1,395
1,285
1,655
1,463
1,607
1,580
1,583
1,717
1,686
1,796
1,863
1,959
2,659
2,842
2,939
мого в течение 13 лет. Наблюдения проводили в пределах одного
элементарного почвенного ареала (ЭПА). Цель данных исследований
заключалась в вычленении влияния одного фактора (водного режима)
при нивелировке воздействия других факторов (срок орошения,
минерализация оросительной воды, норма полива, агротехника и др.) на
солевой профиль.
Исследования в пределах ЭПА показали адекватность направления
изменений солевого профиля обыкновенных черноземов при орошении
с рассмотренными выше по подзоне в целом. Вместе с тем в солевом
профиле почв ЭПА отмечается большее содержание солей в нижней
части профиля при относительно равном количестве их в верхней части
(см. рис. 25). В катионном составе по всему профилю преобладает Na+.
В анионном составе отмечается снижение количества С1" в гумусовой
толще почв.
Наиболее существенные различия наблюдаются в профильном
распределении отдельных ионов и солесодержании в целом. Во-первых,
в профиле отмечается промытость элювиальной толщи от хлора, где
количество его находится на уровне следовых значений и практически
не меняется до глубины 80 см. Ниже этой толщи содержание его резко
возрастает и достигает абсолютного максимума на глубине 140 см.
Такой однозначно выраженный элювиально-иллювиальный характер

распределения этого иона обусловлен, как и следовало ожидать,
большей сбалансированностью водного режима и процессов
перераспределения водорастворимых солей в пределах ЭПА, одинаковой техникой
и нормами полива, агротехникой, а также слабой минерализацией воды.
Нестабильность распределения хлора в профиле почвы по подзоне
в целом, видимо, была связана с тем, что выборка включала в себя
данные по участкам с различными режимами орошения,
минерализацией поливной воды, агротехникой, сроками орошения.
Резюмируя изложенный материал, можно заключить, что в
условиях орошения слабоминерализованными водами не происходит
заметных изменений в содержании солей в верхней части почвенного
профиля, но значительно возрастает их количество в подгумусовой
толще. Более существенные изменения наблюдаются в соотношении
ионов. При орошении происходит снижение доли Са2+ и возрастание
доли Na+, в результате чего по всему профилю Na+ выходит на первое
место в катионном составе солей. Среди анионов возрастает доля хлора
и серы и несколько снижается содержание гидрокарбонат-иона.
В солевом профиле примерно в 1,5 раза по сравнению с
неорошаемой пашней увеличивается мощность зоны элювиирования солей.
В распределении Са2+ происходит сглаживание максимума его
содержания в средней части профиля и усиление признаков или увеличение
пика концентрирования на глубине 200 см вследствие перераспределе-
2-
ния последнего. В профильном распределении Na+, S04 , и в
особенности С1~, отмечается увеличение выраженности и количества
локальных пиков концентрирования, прежде всего в подпахотной толще на
глубине 30-40 см, в нижней части гумусового профиля (120 см) и в
самой нижней части исследуемой толщи на глубине 250 см. Наряду с
этим в орошаемых почвах происходит увеличение различий среднего
содержания солей в элювиальной и иллювиальной толщах от 1,5 (в
неорошаемых) до 3 раз.
В целом можно констатировать, что в условиях орошения
происходит усиление интенсивности нисходящих миграционных потоков
водорастворимых солей и увеличение мощности толщи, подверженной
их активному влиянию. Орошение черноземов
слабоминерализованными водами не приводит к значимому засолению верхней части
почвенного профиля; вместе с тем создаются условия для развития процессов
осолонцевания этих почв вследствие перегруппировки ионов в составе
солей в сторону явного преобладания Na+ и нарастания доли С1~ [327,
390, 392].
Эволюция солевого профиля черноземов в ряду: целииа-пашня-
орошаемая пашня. Солевой профиль черноземов в рассматриваемом
ряду претерпевает значительные количественные, качественные и
морфогенетические (профильные) изменения. Степень этих изменений
нарастает от целинных к орошаемым черноземам пашни и
положительно коррелирует с изменением водного режима почв. В агрогенном
ряду почв фиксируется увеличение зоны элювиирования солей, заглуб-

ление и снижение выраженности (сглаживание) границы перехода в
иллювиальную толщу. В данном ряду почв происходит однонаправленное
слабое нарастание суммы солей в верхней части профиля и более
значимое - в нижней.
В качественном составе солей существенным образом меняется
соотношение ионов. В катионном составе однонаправленно и по всему
профилю возрастает доля Na+ и снижается - Са2+. Это в конечном
итоге, приводит к смене Са2+ в ряду катионов на Na+. В составе анионов
2-
возрастает доля S04 , С1_ и снижается НСОэ. Такая эволюция
качественного состава солей постепенно создает условия для развития
процессов осолонцевания почв.
Вовлечение обыкновенных черноземов в богарное и орошаемое
земледелие сопровождается трансформацией солевого профиля почв.
Эволюционируя в этом ряду, аккумулятивная, ярко выраженная
толща гидрокарбоната кальция, приуроченная к верхней половине
гумусового профиля, постепенно размывается и перемещается на глубину
180-220 см (у орошаемых черноземов). Причем, если у богарных
черноземов доминируют процессы размывания профиля, то у орошаемых -
перераспределения, аккумуляции и формирования новой, более
выраженной иллювиальной толщи на глубине 200 см.
Другими словами, эволюционный процесс трансформации профиля
можно разделить на два этапа: 1) усиление миграции и вынос солей при
богарном земледелии; 2) перераспределение и формирование нового,
более выраженного слоя иллювиирования водорастворимых солей, но
уже на глубине 200 см. Наряду с этим в профиле возрастает
выраженность и частота концентрационных пиков, приуроченных к границам
перехода горизонтов и слою плужной подошвы. Это свидетельствует
о нарастании интенсивности миграционных потоков водорастворимых
солей в профиле исследуемых почв.
Эволюция солевого профиля черноземов коррелирует и,
соответственно, обусловлена изменением водного режима почв. Глубины
залегания локальных пиков концентрирования и собственно иллювиальной
толщи совпадают с границами горизонтов гидрологического профиля
[36, 45, 283], что в свою очередь свидетельствует об эволюции
последнего в ряду: целина-пашня-орошаемая пашня.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Экологические условия черноземообразования в центре Русской
равнины характеризуются закономерным изменением соотношения
факторов почвообразования, особенно тепла и влаги, с северо-запада
на юго-восток, что обусловливает полосное размещение в указанном
направлении основных подтипов черноземов. Подзональная
дифференциация почвенного покрова определяется изменением местных условий
почвообразования, в частности, микрорельефа и режима увлажнения
почв. Современный почвообразовательный процесс в черноземах
протекает на фоне мощной антропогенной нагрузки при относительно
равномерной выраженности воздействия на подтиповом уровне ведущего
фактора - растительности.
Каждый подтип черноземов характеризуется особыми морфогене-
тическими признаками, закономерно и однонаправленно меняющимися в
эволюционно-генетическом ряду и проявляющимися в усилении степени
выщелоченности, обессоливании, снижении уровня залегания
карбонатов, нарастании признаков элювиальной дифференциации профиля,
подвижности органо-минеральной плазмы и соответствующей
структурной организации почвенной массы от южных подтипов к северным.
В черноземах пашни изменения морфогенетических признаков носят
необратимый характер. На первых этапах они локализуются в верхней
части профиля, со временем постепенно распространяются вглубь,
охватывая всю толщу. Интенсивность этих процессов определяется
степенью антропогенного воздействия и гумидизациеи водного режима
почв.
От оподзоленных к обыкновенным черноземам отмечается
утяжеление гранулометрического состава почв и изменение соотношения
доминирующих фракций - ила и крупной пыли. В процессе
почвообразования в черноземах наряду с оглиниванием наблюдается внутрипро-
фильное перераспределение илистой фракции, признаки которого одно-
направленно нарастают к северным подтипам и в ряду: целина-пашня-
орошаемая пашня.
В структурно-агрегатном составе целинных черноземов
преобладают монотипные агрегаты зернистой формы с высокой степенью
водопрочности, наибольшее количество которых наблюдается в
типичных и обыкновенных подтипах. К северу от них увеличивается доля
ореховатых и снижается процент зернистых форм структурных отдель-
ностей. Использование черноземов в сельскохозяйственном
производстве приводит к однонаправленному изменению структуры в сторону

увеличения агрегатов >10 см, уменьшению зернистых форм и
снижению их водопрочности. При орошении указанная интенсивность
негативных изменений нарастает.
Каждый подтип черноземов существует в строго определенных
условиях водного режима. При флуктуациях, превышающих его под-
типовые граничные значения, почва теряет устойчивость и некоторые
характерные признаки. В пахотных черноземах водный режим по
количественным показателям сдвигается в гумидную сторону. Годовое
приращение влаги в этих условиях по сравнению с целинными аналогами
составляет в среднем 20-^0 мм, а орошение черноземов сдвигает их
водный режим в гумидную сторону более, чем на одну подтиповую
градацию.
В ряду целинных черноземов отмечается закономерное
увеличение емкости катионного обмена (ЕКО) от 38 у оподзоленных до
55 мг-экв/100 г у обыкновенных, а в составе ППК возрастает
количество Са2+, Mg2+ и в меньшей степени Na+, снижается содержание Н+.
Распашка целинных черноземов сопровождается заметной трансформацией
ППК: уменьшается ЕКО, количество Са2+ и Mg2+, увеличивается доля
Н+ и незначительно Na+.
Указанные изменения происходят в основном в горизонте Апах, за
исключением Н+, содержание которого меняется и к более глубоких
слоях профиля. Пространственная изменчивость содержания катионов в
ППК в основном коррелирует с их подвижностью в почве. По величине
V они располагаются в следующий ряд: Са2+ < Mg2+ < Na+ < H+.
Степень трансформации ППК нарастает от обыкновенных к оподзоленным
черноземам.
Орошение черноземов пресными водами (0,2-0,5 г/л) сульфатно-
гидрокарбонатно-кальциево-магниевого состава на первых этапах не
вызывает видимых изменений средней величины ЕКО, однако
происходит увеличение нестабильности состава ППК и усиление
дифференциации профиля по величине V. В составе ППК снижается количество
Mg2+ и возрастает Na+ и Н+, в особенности в поверхностных слоях.
Более длительное орошение (>10 лет) приводит к трансформации
ППК черноземов. В профиле происходит выравнивание, но на более
высоком уровне пространственного варьирования содержания катионов.
В составе ППК уменьшается содержание Са2+ и увеличивается Mg2+;
количество Na+ и Н+ продолжает нарастать, но со значительно меньшей
интенсивностью. Наблюдается уменьшение ЕКО в верхних слоях и
некоторое его увеличение в нижележащей толще.
В целом же состояние и состав ППК претерпевают изменения,
соответствующие фактору гидрологического режима. Они однонаправ-
ленны и сходны с таковыми, отмеченными в эволюционно-генетическом
ряду целинных черноземов при гумидизации водного режима.
Карбонатный профиль черноземов характеризуется высокой
пространственной изменчивостью и, соответственно, нестабильностью. В
целинных черноземах от обыкновенных подтипов к оподзоленным по мере
нарастания увлажнения происходит снижение содержания карбонатов,

увеличение зоны выщелачивания, нарастание резкости границы
перехода элювиальной толщи в собственно карбонатную и изменение
формы карбонатных новообразований.
Адекватные изменения в карбонатном профиле черноземов
наблюдаются в ряду: целина-пашня-орошаемая пашня. При этом в пахотных
черноземах нарастает интенсивность пульсационно-миграционных
процессов, нередко приводящая на начальных этапах орошения к под-
щелачиванию почвенной среды (у южных подтипов). Орошение
усиливает интенсивность изменения карбонатного профиля, который в
этих условиях через 10-15 лет приобретает черты соседнего, более
гумидного, подтипа.
На фоне типовой общности и единства гумусовый профиль
черноземов характеризуется значительным многообразием видов и форм
распределения органического вещества на всех таксономических
уровнях. Интегрированным диагностическим показателем гумусовых
профилей может быть градиент падения (Р) содержания органического
вещества с глубиной. У черноземов эта величина варьирует от 0,048 до
0,13%/дм. На всех уровнях: подзональном, провинциальном, внутрипод-
типовом наблюдается тесная взаимосвязь между величиной Р и
степенью увлажнения почв. Рост увлажненности сопровождается
снижением данного показателя. Очевидно, формирование органопрофиля
черноземов происходит при сочетании основного процесса гумусообразо-
вания - разложения растительных остатков in situ - с внутрипрофиль-
ным перераспределением органического вещества. Значимость
последнего нарастает по мере увеличения степени увлажнения почв.
Выявленные зависимости изменения гумусовых профилей
однозначно проявляются в генетически сопряженном ряду подтипов. К
черноземам оподзоленным снижается градиент падения содержания
гумуса от 0,083 до 0,064%/дм, нарастают различия между
эмпирическими данными и теоретическими линиями регрессии, меняется тип
кривой профильного распределения органического вещества от
равномерно-аккумулятивного, через регрессивно-аккумулятивный до
элювиально-иллювиального. Сельскохозяйственное использование
черноземов сопровождается их дегумификацией.
Одним из наиболее достоверных показателей, отражающих
уровень развития деградационных процессов в этих почвах, является
профильное распределение органического вещества. В черноземах пашни
наряду с падением содержания гумуса возрастает интенсивность его
внутрипрофильного перераспределения, уменьшается величина Р,
изменяется форма кривой профильного распределения гумуса. Орошение
интенсифицирует данные негативные изменения в пахотных почвах.
Степень и направление изменений гумусовых профилей черноземов
в агрогенном ряду: целина-пашня-орошаемая пашня при
количественно сопоставимых вариациях степени увлажнения сходны с таковыми
в генетически сопряженном ряду подтипов. То есть, эволюция
гумусового профиля пахотных черноземов имеет однонаправленный
характер изменения в сторону северных подтипов.

В целинных черноземах качественный состав гумуса неодинаков по
подтипам и для большинства фракций с глубиной меняется неадекватно
изменению валового гумуса. Доминирующая в составе гумуса этих
почв фракция ГК-2 имеет максимум относительного содержания во
второй половине гумусовой толщи, а по форме профильного
распределения - выраженный элювиально-иллювиальный или натечный
характер.
Профильное распределение относительного содержания
большинства фракций ФК, в отличие от ГК, имеет однозначный элювиальный
характер. В ряду от обыкновенных к оподзоленным черноземам в
составе гумуса отмечается тенденция возрастания доли фракций ГК-1,
ГК-3 и ФК, а в профильном распределении - усиление признаков
выраженности "натечности" и смещение максимума относительного
содержания ГК-2 в глубь профиля.
В процессе сельскохозяйственного использования черноземов
происходит резкое снижение фракции ГК-1, увеличение по всему профилю
ГК-2, некоторое возрастание ГК-3 в горизонте Апах, а также снижение
в гумусовой толще доли негидролизуемого остатка. В черноземах
пашни наблюдается сглаживание профильной дифференциации состава
гумуса, особенно в верхней части, и снижение глубины залегания
максимума относительного содержания ГК-2.
Орошение черноземов приводит к дальнейшему сглаживанию
профильного распределения в большей части гумусовой толщи ГК-2 и
ГК-3, увеличению относительного содержания ГК-1 и усилению
профильной дифференциации ФК. Наиболее сильное воздействие
орошение оказывает на нижнюю часть профиля. Здесь резко снижается доля
гумусовых кислот и возрастает доля негидролизуемого остатка.
Сезонная динамика лабильного органического вещества
выражается в увеличении его количества от весны к осени и снижении в
верхней части профиля почти до исходного уровня к весне следующего
года вследствие перераспределения в осенне-зимне-ранневесенний
период. В ряду исследуемых почв более высоким содержанием
лабильного гумуса характеризуются черноземы лесостепи и меньшим -
степи.
Вариационно-статистический анализ пространственной
неоднородности содержания гумуса показал, что в профиле целинных черноземов
выделяются зоны с близкими величинами коэффициента варьирования
признака. Расположение этих зон совпадает с почвенно-гидрологиче-
скими подгоризонтами. Сельскохозяйственное использование
черноземов приводит к усилению пространственной неоднородности
содержания гумуса во всем профиле, опусканию нижних границ зон с близкими
характеристиками изменчивости признака. В пределах ЭПА
образуются малые, локальные, вертикально сопряженные (по всей толще)
участки повышенной концентрации гумуса, совпадающие с
микрозонами глубокого промачивания, так называемые горячие точки.
В условиях орошения, как и в условиях богары, наблюдается
адекватное, однонаправленное, но более резкое изменение показателей

пространственного варьирования содержания гумуса. Наибольшая
интенсивность нарастания этих величин отмечается на первых этапах.
При орошении более 10/ лет проявляются признаки,
свидетельствующие о приближении почвы к некоторому равновесию с изменившимися
условиями среды.
Солевой профиль целинных черноземов имеет хорошо выраженные
элювиальную и аккумулятивную зоны, границы которых маркируют
глубину вегетационного и годового промачивания.
Вариационно-статистический анализ и изменение показателей варьирования солей по
профилю показал высокую сбалансированность солевого и водного
режимов целинных черноземов. Вовлечение черноземов в богарное и
орошаемое земледелие сопровождается трансформацией солевого про^
филя. В агрогенном ряду происходил; слабое однонаправленное
нарастание солесодержания в верхней части профиля и более значительное - в
нижней. В составе солей меняется соотношение ионов. По всему
профилю возрастает доля Na+ и снижается доля Са2+. В анионном
2-
составе возрастает доля S04 и С1~ и снижается НСОэ.
В профиле рядашочв: целина-пашня-орошаемая пашня происходит
увеличение зоны элювиирования солей, размывание и перемещение
выраженной аккумулятивной толщит пидрокарбоната кальция, на
глубину 200 см (в орошаемых) и усиление выраженности и частоты
появления пиков концентрирования солей.
Многоуровневый анализ морфогенетических, химических, физико-
химических и других свойств показал, что изменения состава и свойств
почв и почвенивгх процессов в естественном широтно сопряженном: и
агрогенном рядах сходны по направлению, обусловлены в основном-
гумидизацией водного режима почв и свидетельствуют об эволюции
черноземов в сторону соседних, северных, подтипов.

ЛИТЕРАТУРА
1. Агроклиматические ресурсы Воронежской области. Л.: Гидрометео-
издат, 1972. 108 с.
2. Агроклиматический справочник по Воронежской области. Л.: Гидро-
метеоиздат, 1958. 166 с.
Ъ. Агрофизическая характеристика степной и сухостепной зон
Европейской части СССР. М.: Колос, 1977. 255 с.
4. Адерихин П.Г Влияние увлажнения и высушивания почвы на структуро-
образование // Науч. конф. геол. фак. ВГУ. Воронеж, 1941. Вып. 1. С. 83-
86.
5. Адерихин П.Г. Влияние высушивания почвы на состав и свойства
черноземов // Труды юбилейной сессии АН СССР, посвященной 100-летнему
юбилею В.В. Докучаева. М.: Изд-во АН СССР, 1949. С. 333-336.
6. Адерихин П.Г. Изменение структуры почв Воронежской области при
использовании их в сельском хозяйстве // Охрана природы Центрально-
Черноземной полосы. Воронеж, 1960. С. 9-30.
7. Адерихин П.Г. Почвенно-климатические районы Центральной
Черноземной полосы //Почвенное районирование СССР. М.: Изд-во МГУ, 1960.
Вып. 1.С. 6-49.
8. Адерихин П.Г. Водная и ветровая эрозия почв и меры борьбы с нею в
Центрально-Черноземных областях // Охрана природы Центрально-
Черноземной полосы. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1962. С. 21-30.
9. Адерихин П.Г. Об унификации систематики и номенклатуры почв
Центрально-Черноземных областей //Почвоведение. 1962. №2. С. 1-6.
10. Адерихин П.Г Почвы Воронежской области. Воронеж: Изд-во Воронеж,
ун-та, 1963. 264 с.
11. Адерихин П.Г. Изменение черноземных почв ЦЧО при использовании их
в сельском хозяйстве // Черноземы ЦЧО и их плодородие. М.: Наука,
1964. С. 61-89.
12. Адерихин П.Г. География почв в Центрально-Черноземных областях //
Почвоведение и проблемы сельского хозяйства: Генезис, география и
плодородие почв. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1979. С. 38-54.
13. Адерихин П.Г, Ахтырцев А.Б. Групповой и фракционный состав гумуса
лугово-черноземных почв Окско-Донской равнины // Химия, физика и
мелиорация почв. Воронеж, 1980. С. 3-15.
14. Адерихин П.Г, Королев В.А., Королева Г.В. Основные физические
свойства черноземов ЦЧО // Почвенный покров (ЦЧО и его рациональное
использование. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1982. С. 71-79.
15. Адерихин П.Г, Королев В.А. Изменение структурного и агрегатного
состава черноземов ЦЧО при сельскохозяйственном использовании //
Генезис, свойства и мелиорация почв Среднерусского Черноземья.
Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1987. С. 21-30.

16. Адерихин П.Г., Одноралова В.М. Содержание и состав гумуса в
основных типах почв Тамбовской области // Почвы Европейской части СССР и
пути их рационального использования. Воронеж, 1972. С. 44-56.
17. Адерихин П.Г., Санталов И.А. Рабочая классификация почв ЦЧО и
Пензенской области // Методические указания для производственной
практики студентов-почвоведов. Воронеж, 1971. С. 28.
18. Адерихин П.Г., Санталов И.А. Почвенно-эрозионное районирование
центрально-черноземных областей // Природное и сельскохозяйственное
районирование СССР. М: Наука, 1981. С. 21-27.
19. Адерихин П.Г., Тихова Е.П. Агрохимическая характеристика почв
Центрально-Черноземной полосы // Агрохимическая характеристика почв
СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 5-111.
20. Адерихин П.Г., Тихова Е.П. Динамика питательных веществ в почвах
Воронежской области // Научные основы рационального использования
почв черноземной зоны СССР и пути повышения их плодородия.
Воронеж, 1966. С. 128-130.
21. Адерихин П.Г., Чурилина Ю.Г., Щеглов Д.И. Водный и пищевой режимы
почв южной части Среднерусской возвышенности // Научные основы и
практические приемы повышения плодородия почв Южного Урала и
Поволжья: Тез. докл. X науч.-произв. конф. Уфа, 1982. С. 124.
22. Адерихин П.Г., Шевченко Г.А. Состав гумуса почв ЦЧО и изменение его
в условиях сельскохозяйственного производства // Научные основы
рационального использования почв черноземной зоны СССР и пути
повышения их плодородия. Воронеж, 1966. С. 55-58.
23. Адерихин П.Г., Шевченко Г.А. Состав гумуса черноземов Центрально-
Черноземной полосы и его изменение при окультуривании // Агрохимия.
1968. №5. С. 82-89.
24. Адерихин П.Г., Шевченко Г.А. О географических закономерностях гу-
мусообразования в почвах Центрально-Черноземных областей // Биол.
науки. 1969. Ш 3. С. 127-130.
25. Адерихин П.Г., Шевченко Г.А. О составе гумуса почв лесного
массива "Третьяк" Воронежской области // Почвы Европейской части
СССР и пути их рационального использования. Воронеж, 1972. С. 63-
70.
26. Адерихин П.Г., Шевченко Г.А., Шевченко В.М. Фракционный состав и
свойства гуминовых кислот почв ЦЧО // Физико-химические свойства
почв и их плодородие. Воронеж, 1981. С. 3-11.
27. Адерихин П.Г., Щеглов Д.И. Влияние свойств почвы на урожай и
качество озимой пшеницы в ЦЧО // География, районирование и мелиорация
почв РСФСР. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1974. С. 127-144.
28. Адерихин П.Г., Щеглов Д.И. Продуктивность озимой пшеницы и
сахарной свеклы на различных подтипах черноземов
Центрально-Черноземной полосы // Почвоведение. 1977. № 7. С. 43-54.
29. Адерихин П.Г., Щеглов Д.И. Пространственное варьирование свойств
почв и продуктивность сельскохозяйственных культур внутри
элементарного почвенного ареала // Структура почвенного покрова и ее
значение для картирования почв, учета и использования почвенных ресурсов.
Кишинев, 1980. С. 36-38.
30. Адерихин П.Г., Щеглов Д.И., Алпатова Г.Н. О роли культурной
растительности в пространственном варьировании свойств почв // Генезис,

свойства и мелиорация почв Среднерусского Черноземья. Воронеж: Изд-
во Воронеж, ун-та, 1987. С. 13-20.
31. Адерихин П.Г., Щербаков А.П., Щеглов Д.И. Влияние
сельскохозяйственного освоения и окультуривания почв Центрально-Черноземных
областей на содержание подвижного азота в их профиле // Биол. науки.
1974. №6. С. 115-118.
32. Александрова Л.Н., Румянцева Э.А. О процессах дальнейших
превращений новообразованных гуминовых кислот // Зап. Ленингр. с.-х. ин-та.
1974. Т. 237. С. 11-19.
33. Александрова Л.Н. Органическое вещество почвы и процессы его
трансформации. Л.: Наука, 1980. 287 с.
34. Аниканова Е.М., Тищенко О.И. Состояние карбонатов в орошаемых
черноземах // Тез. Всесоюз. науч. конф. "Агропочвоведение и плодородие
почв". Л.: 1968. С. 56.
35. Антипов-Каратаев ИМ., Филиппова В.Н. Влияние длительного
орошения на почвы. М: Изд-во АН СССР, 1951. 205 с.
36. Аниканова Е.М. Изменение состава поливной воды на оросительных
системах юга ETC // Гидротехника и мелиорация. 1986. № 7. С. 51-55.
37. Арманд АД., Таргульян В.О. Некоторые принципиальные ограничения
эксперимента и моделирования в географии: (Принцип
дополнительности и характерное время) // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1974. М 5.
С. 46-50.
38. Андреева ИМ. О процессах минерализации гумусовых веществ // Зап.
Ленингр. с.-х. ин-та. 1968. Т. 117, вып. 1. С. 22-26.
39. Атлас Воронежской области. М: 1968. 32 с.
40. Афанасьева Е.А. Происхождение, состав и свойства черноземов
Стрелецкой степи // Тр. Почв, ин-та им. В.В. Докучаева. 1947. Т. 25. С. 25-87.
41. Афанасьева Е.А. Сезонные и годичные передвижения углесолей в
мощных черноземах Стрелецкой степи // Тр. Центр.-Чернозем. заповедника.
1948. Вып. 2. С. 117-156.
42. Афанасьева Е.А. Образование и режим мощных черноземов //
Черноземы ЦЧО и их плодородие. М.: Наука, 1964. С. 5-61.
43. Афанасьева Е.А. Черноземы Среднерусской возвышенности. М.: Наука,
1966.224 с.
44. Афанасьева Е.А. Режим мощных черноземов под травяными и
древесными ценозами // Почвоведение. 1966. № 6. С. 27-35.
45. Афанасьева Е.А. Водно-солевой режим обыкновенных и южных
черноземов юго-востока Европейской части СССР. М: Наука, 1980. 217 с.
46. Афанасьева Е.А., Балтии П.У. К вопросу о классификации почв,
переходных от луговых к черноземам лесостепной полосы
Западно-Сибирской низменности // Почвоведение. 1958. № 7. С. 76-85.
47. Афанасьева Е.А., Герцык В.В., Коковина Т.П. Почвы Ямской целинной
степи и их водный режим // Водный и температурный режимы почв. М.:
ВАСХНИЛ, 1974. С. 4-37.
48. Ахтырцев Б.П. О провинциальных особенностях почв подзоны
широколиственных лесов Среднерусской возвышенности // Почвоведение. 1962.
№ 1. С. 17-25.
49. Ахтырцев Б.П. Черноземы широколиственных лесов и их генезис //
Некоторые проблемы биологии и почвоведения. Воронеж: Изд-во
Воронеж, уи-та, 1971. С. 32-48.

50. Ахтырцев Б.П. К характеристике почвообразующих пород Центральных
Черноземных областей // Почвы Европейской части СССР и пути нх
рационального использования. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1972.
С. 14-21.
51. Ахтырцев Б.П. Структура почвенного покрова Черноземных областей
Центральной России // Почвенный покров ЦЧО и его рациональное
использование. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1982. С. 3—16.
52. Ахтырцев Б.П., Ахтырцев А.Б. Эволюция почв Среднерусской
лесостепи в голоцене // Эволюция и возраст почв СССР. Пущино, 1986.
С. 163-173.
53. Ахтырцев Б.П., Ахтырцев А.Б. Почвенный покров Среднерусского
Черноземья. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1993. 214 с.
54. Ахтырцев Б.П., Ахтырцев А.Б. Экологические проблемы интенсивного
использования почвенного покрова Среднерусского Черноземья //
Почвенный покров Среднерусского Черноземья. Воронеж: Изд-во Воронеж,
ун-та, 1993. С. 188-207.
55. Ахтырцев Б.П., Лепилин И.А. Влияние орошения на свойства
типичных черноземов юго-востока ЦЧО // Биол. науки. 1979. №4. С. 87-
92.
56. Ахтырцев Б.П., Лепилин И.А. Изменение водно*солевого режима,
свойств почв и урожайности культур под влиянием орошения на Окско-
Донской равнине // Мелиорация и рекультивация почв Центрального
Черноземья. Воронеж. Изд-во Воронеж, ун-та, 1984. С. 14-28.
57. Ахтырцев Б.П., Лепилин И.А. Влияние сельскохозяйственного
использования на водно-физнческие свойства выщелоченных черноземов
Среднерусской лесостепи // Почвоведение. 1985. № 8. С. 91-102.
58. Ахтырцев Б.П., Лепилин И.А. Водные свойства черноземов
обыкновенных Южнорусской степи при разных видах использования // Там же.
1991. №3. С. 66-79.
59. Ахтырцев Б.П., Соловиченко В.Д. Почвенный покров Белгородской
области: Структура, районирование и рациональное использование.
Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1984. 268 с.
60. Ахтырцев Б.П., Сушков В.Д. Почвенный покров Липецкой области.
Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1983.
61. Ахтырцев Б.П., Ахтырцев А.Б., Цуриков А.Т. Земельные ресурсы //
Природные ресурсы ЦЧЭР, перспективы их использования и охрана.
Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1985. С. 4-74.
62. Ахтырцев Б.П., Шевченко Г.А. Лесные черноземы среднерусской
лесостепи // Научные записки Воронежского отдела географического
общества СССР. Воронеж, 1974. С. 60-75.
63. Барановская В.Н., Азовцев В.И. Влияние орошения на миграцию
карбонатов в почвах Поволжья // Почвоведение. 1981. № 10. С. 17-26.
64. Барановская В.А. К вопросу изучения процессов гумусообразования в
черноземах и каштановых почвах Ставрополья // Сб. науч.-исслед. работ
аспирантов и молодых ученых Ставропол. НИИ сел. хоз-ва. 1968. Вып. 1.
С. 126-138.
65. Барановская В.А., Чижикова Н.П., Градусов Б.П., Аверьянова О.В. Роль
различных фракций ила в прогнозе изменения черноземов при орошении
// Почвоведение. 1988. № 1. С. 84-93.
66. Багаутдинов Ф.Я. Обновление компонентов гумуса серой лесиой почвы

и чернозема типичного при длительной гумификации меченных по
углероду растительных остатков // Там же. 1994. № 2. С. 50-56.
67. Белобров В.П. Варьирование некоторых химических и морфологических
свойств дерново-подзолистых почв в пределах элементарных почвенных
ареалов и классификационных групп // Почвенные комбинации и их
генезис. М.: Наука, 1972. С. 115-123.
68. Благовещенский Ю.Н., Дмитриев Е.А., Самсонова В.П. Метод квантилий
в исследовании изменчивости свойств почв // Почвоведение. 1983. №2.
С. 125-134.
69. Благовещенский Ю.Н., Дмитриев Е.А., Самсонова В.П. Использование
непараметрических методов в почвоведении. М.: Изд-во МГУ, 1985.
97 с.
70. Богатырев К.П., Ногина Н.А. Почвы горного Урала // О почвах Урала,
Западной и Центральной Сибири. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 211 с.
71. Большаков А.Ф. Водный режим мощных черноземов Средне-Русской
возвышенности. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 200 с.
72. Бондарев А.Г. Изменение физических свойств и водного режима почв
при орошении // Проблемы почвоведения. М.: Изд-во АН СССР, 1982.
С. 25-28.
73. Бондарев А.Г., Русаков В.А., Медведев В.В. Уплотнение почв техникой:
(Состояние проблемы и пути решения) // Проблемы почвоведения. М.:
Наука, 1990. С. 20-25.
74. Братерская П.Д. Изменение типичного чернозема при
сельскохозяйственном использовании: Дис. ... канд. биол. наук. Воронеж, 1973. 273 с,
75. Бреус Н.М., Михновская А.Д. Сезонная динамика органического
вещества в черноземах // Почвоведение. 1976. № 12. С. 51-59.
76. Брешковский П.М. О влиянии орошения на содержание гумуса мощных
черноземов // Там же. 1962. № 1. С. 105-109.
77. Буяновский Г.А. Распределение щелочноземельных карбонатов в почвах
Мугано-Сальянского массива Азербайджанской ССР // Там же. 1970.
№11. С. 9-16.
78. Быстрицкая ТЛ^, Нечто Л.Н., Снакин В.В. Гумус в почве степного
биогеоценоза Приазовья // Почв.-биогеоценот. исслед. в Приазовье. 1978.
Вып. 3.
79. Важенин И.Г., Долгополова Р.В., Снеткова А.П. Микропестрота
признаков и свойств почв в пределах почвенного разреза // Почвоведение. 1969.
№ 4. С. 24-39.
80. Ваксман С. Гумус: Происхождение, химический состав и значение его в
природе. М.: Сельхозгиз, 1937. 471 с.
81. Вальков В.Ф. Изменчивость некоторых генетических признаков в
почвах Северо-Западного Кавказа // Почвоведение. 1972. № 8. С.10-19.
82. Вальков В.Ф., Клименко Г.Г., Продан В.И. Оценка и некоторые
особенности варьирования генетических характеристик почв // Там
же. 1975. №11. С. 5-13.
83. Вальков В.Ф., Крыщенко B.C. Оглинивание в черноземах и каштановых
почвах Среднего Кавказа // Там же. 1973. № 7. С. 5-12.
84. Вальков В.Ф., Крыщенко B.C. Дифференциация почвенной массы в
генетических горизонтах черноземов //Там же. 1981. № 12. С. 118-125.
85. Вильяме В.Р. Почвоведение. М.: Сельхозгиз, 1936. 647 с.
86. Возбуцкая А.Е. Химия почвы. М.: Высш. шк., 1964. 398 с.

87. Высоцкий Г.Н. Избранные сочинения. Т. 1. М.: Изд-во АН СССР, 1962.
497 с.
88. Высоцкий Г.Н. Режим почвенной влажности, грунтовых вод и солей
в степных и лесостепных почво-грунтах // Избр. соч. М.: АН СССР,
1962. Т. 2. С. 127-257.
89. Галохов Н.Н. Климат // Центрально-Черноземные области. М., 1952.
С. 29-47.
90. Гакжара Н.Ф., Солодова Т.А. О скорости разложения свежих
органических веществ в почвах // Современные процессы почвообразования и
их регулирование в условиях интенсивных систем земледелия. М.:
ТСХА, 1985. С. 23-37.
91. Гедройц К.К. Осолодение почв // Труды Носовской опытной станции.
Л., 1926. Вып. 44. С. 7-48.
92. Герасимов И.П. Абсолютный и относительный возраст почв //
Почвоведение. 1969. № 5. С. 27-32.
93. Германн P.O. Химические исследования о черноземе, находящемся в
южных губерниях России // История учений о перегное. М.; Л.: Изд-во
АН СССР, 1940. С. 132-168.
94. Герцык В.В. Сезонная динамика гумуса в мощных черноземах //
Тр. Центр.-Чернозем. заповедника. 1959. Вып. 5. С. 315-337.
95. Герцык В.В. Материалы многолетних наблюдений над влажностью
мощных черноземов в Центрально-Черноземном заповеднике // Там же.
1979. Вып. 12. С. 73-228.
96. Герцык В.В., Коковина Т.П., Чернышев Е.П. Гидролитический профиль
почвенно-грунтовой толщи центральной части Средне-Русской
возвышенности // Вопросы гидрологии и генезиса почв. М.: Наука, 1978.
С. 55-85.
97. Герцык В.В., Роде А.А. Элементы баланса влаги в целинных
черноземах в некосимой степи и дубовому лесу // Почвоведение. 1978. № 7.
С. 77-86.
98. Герцык В.В., Роде А.А. Послойный режим и баланс влаги в целинных
мощных черноземах под некосимой степью и дубовым лесом // Там же.
1979. № 3. С. 59-75.
99. Глинка К.Д. Геология и почвы Воронежской губернии. Воронеж, 1921.
С. 24-60.
100. Гоголев И.Н., Баер Р.А. Орошаемые черноземы и темно-каштановые
почвы юга Украины и управление их водно-солевым режимом н
плодородием // Успехи почвоведения. Сов. почвоведы к XIII Междунар.
конгр. почвоведов. М.: Наука, 1986. С. 238-244.
101. Гончарова Т.Н., Алексеев В.Е. О миграционной способности
карбонатов в профиле черноземов // Почвы Молдавии, их
использование в условиях интенсивного земледелия. Кишинев, 1978. С. 107—
119.
102. Григорьев Г.И. Неоднородность почвенного покрова и ее виды в
подзолистой зоне // Почвоведение. 1970. № 5. С. 3-12.
103. Грин A.M. Динамика водного баланса Центрально-Черноземного
района. М.: Наука, 1965. 146 с.
104. Гринченко A.M., Муха ВД., Васильева Т.Н. О значении органического
вещества и кальция в повышении почвенного плодородия // Тр. Харьк.
с.-х. ин-та им В.В. Докучаева. 1973. Т. 189. С. 18-28.

105. Гришина Л.А. Гумусообразование и гумусное состояние почв. М.: Изд-
во МГУ, 1986. 243 с.
106. Гришина Л.А., Макаров М.И., Парамонова Т.А. и др. Воздействие
кислотных осадков на почвы и экологические последствия изменения
почвенных свойств // Почвенно-экологический мониторинг. М.: Изд-во
МГУ, 1994. С. 32-61.
107. Гришина ЛЛ., Орлов Д.С. Система показателей гумусного состояния
почв // Проблемы почвоведения. М.: Наука, 1978. С. 42-47.
108. Грищенко М.Н. Почвообразующие породы Центрально-Черноземного
района // Литогенез в докембрии и фанерозое Воронежской антеклизы.
Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1975. С. 130-139.
109. Гроссет Г. Лес и степь в их взаимоотношениях в пределах лесостепной
полосы Восточной Европы. Воронеж, 1930. 93 с.
I Ю.Денисова Н.В. Формы неоднородности почвенного покрова в
черноземной зоне в Европейской части Союза: Автореф. дис. ... канд. биол. наук.
М., 1974. 28 с.
111. Дергачева М.И. Органическое вещество почв: статика и динамика.
Новосибирск: Наука, 1984. 152 с.
112. Дергачева М.И. Динамичность как одно из свойств гумуса //
Современные проблемы гумусообразования / СО АН СССР. Новосибирск, 1986.
С. 63-72.
113. Дергачева М.И. Система гумусовых веществ почв - пространственные и
временные аспекты. Новосибирск: Наука, 1989. 109 с.
114. Добровольский Г.В., Гришина Л.А., Розанов Б.Г., Таргульян В.О.
Влияние человека на почву, как компонент биосферы // Почвоведение.
1985. №2. С. 55-65.
115. Добровольский Г.В., Урусевская И.С. География почв. М.: Изд-во МГУ,
1984.
116. Докучаев В.В. Русский чернозем. Т. 1. М.: Сельхозгиз, 1948. 480 с.
117. Докучаев В.В. Наши степи прежде и теперь. М.: Сельсхозгиз, 1953.
152 с.
118. Дубянский А.А. Новые данные о геологии Воронежской губернии.
Воронеж, 1927. 118 с.
119. Егоров В.В. Об орошении черноземов // Почвоведение. 1984. № 12.
С. 39-47.
120. Ежов И.Н. Геология // Воронежская область. Воронеж, 1952. С. 14-
34.
121. Ежов И.Н. Геоморфологические районы Центральных
черноземных областей // Тр. Воронеж, гос. ун-та, 1957. Т. 37. С. 67-
111.
122. Забоева И.В., Русанова Г.В. Пространственное варьирование
некоторых химических и физико-химических свойств сильноподзолистых и
слабоподзолистых почв Коми АССР // Почвоведение. 1972. № 12.
С. 124-128.
123. Зайдельман Ф.Р., Давыдова И.Ю. Причины ухудшения химических и
физических свойств черноземов при орошении неминерализованными
водами // Там же. 1989. № 11. С. 101-108.
124. Зезюков Н.И., Дедов А.В. Содержание лабильного органического
вещества в пахотных черноземах Центрально-Черноземной зоны // Там
же. 1994. № 10. С. 54-58.

125. Золотарева Б.Н., Демкина Т.С Способ определения скорости
минерализации гумуса в почве. А.с. 154 8756 СССР. Опубл. 1990, Бюл. № 9.
17 с.
126. Зонн СВ. Воздействие лесных насаждений на водорастворимые
соединения черноземов //Тр. Ин-та леса. 1954. Вып. 15. С. 101-135.
Ii27. Иванова М.Ф. Общая геология с основами исторической геологии. М.:
Высш. шк., 1980. 440 с.
128. Иванова Е.Н., Розов Н.Н. Опыт систематики почв степной зоны СССР
// Почвоведение. 1958. № 12. С. 3-15.
129. Иванов В.Ф. Варьирование содержания гумуса, NPK, поглощенных
оснований и ионов водной вытяжки солонцовых и засоленных почв
Присивашья // Там же. 1969 № 1. С. 86-94.
130. Измаильский А.А. Как высохла наша степь// Избр. соч. М.: Сельхозгиз,
1949. С. 29-80.
131. История плодородия почв: Учение о перегное почв в XIX в. М.; Л.: Изд-
во АН СССР, 1940. 415 с.
132. Камышев Н.С. Растительный мир // Воронежская область. Воронеж,
1952. Ч. 1.С. 216-265.
133. Камышев Н.С. К характеристике сфагновых болот Окско-Донской
низменности // Охрана природы н рациональное использование
природных ресурсов ЦЧП. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1972. С. 7-23.
134. Камышев Н.С, Хмелев К.Ф. Растительный покров Воронежской
области и его охрана. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1976. 168 с.
135. Кауричев И.С., Базилинская М.В., Заболотнова Л.А. Качественный
состав водорастворимого органического вещества, извлекаемого из
гумифицированных и негумифицированных растительных остатков //
Изв. ТСХА. 1972. Вып. 2. С. 100-109.
136. Кауричев И.С, Орлов Д.С. Окислительно-восстановительные процессы
и их роль в генезисе и плодородии почв. М.: Колос, 1982. 246 с.
137. Карпачевский Л.О. Пестрота почвенного покрова в лесном
биогеоценозе. М: Изд-во МГУ, 1977. 312 с.
138. Келлер Б.А. Растительность Воронежской губернии // Материалы по
естественно-историческому исследованию Воронежской губернии.
Воронеж, 1921. 122 с.
139. Классификация и диагностика почв СССР. М.: Колос, 1977. 223 с.
140. Климатические ресурсы Центрально-Черноземной, Брянской и
Орловской областей. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. 15 с.
141. Климченко О.Е. Динамика солей кальция при ощелачивании
орошаемых почв // Мелиорация и вод. хоз-во. 1991. № 11. С. 38-40.
142. Ковалев И.И., Логошин В.И. Изменение структурно-агрегатного
состава черноземов Воронежской области под влиянием орошения // Агро-
экологические проблемы плодородия и охраны почв Среднерусской
лесостепи. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1991. С. 32-39.
143. Ковда В.А. К вопросу об образовании в почвах вторичных карбонатов
кальция // Тр. Почв, ин-та АН СССР. 1934. Т. 9. С. 247-253.
144. Ковда В.А. Общность и различия в истории почвенного покрова
континентов: (К составлению почвенной карты мира) // Почвоведение.
1965. № 1.С. 3-16.
145. Ковда В.А. Почвенный покров, его улучшение, использование и
охрана. М.: Наука, 1981. 182 с.

146. Ковда В.А., Пачепский Я.А. Почвенные ресурсы СССР, их
использование и восстановление: Докл. к VIII Всесоюз. съезду почвоведов.
Пущино, 1989. 34 с.
147. Ковда В.А., Роде А.А. Почвы бассейна р. Дона // Почвы СССР. М.; Л.:
Изд-во АН СССР, 1939. С. 129-179.
148. Когут Б.М., БулкинаЛ.Ю., Яковченко В.П. Содержание и состав
фракций гумусовых веществ чернозема типичного при длительном
удобрении // Плодородие почв при интенсивном земледелии / М.: ВАСХНИЛ,
1990. С. 50-57.
149. Когут Б.М., Яковченко В.П. Влияние гидротермических условий и
удобрений на содержание лабильных и водорастворимых гумусовых
веществ типичного чернозема. М., 1987. 6 с. Деп. в ВИНИТИ, 09.02.87,
№952-1387.
150. Когут Б.М., Яковченко В.П. Сезонная динамика гумуса и его
лабильных форм при сельскохозяйственном использовании черноземов //
Вестн. МГУ. Сер. 17, Почвоведение. 1987. № 4. С.14-19.
151. Козловский Ф.И. Почвенный индивидуум и методы его определения //
Закономерности пространственного варьирования свойств почв и
информационно-статистические методы их изучения. М.: Наука, 1970.
С. 42-59.
152. Козловский Ф.И. Современные естественные и антропогенные
процессы эволюции почв. М.: Наука, 1991. 196 с.
153. Коковина Т.П. Состав лизиметрических вод в мощных черноземах под
целинной травяной растительностью // Тр. Центр.-Чернозем,
заповедника. 1965. Вып. 8. С. 264-281.
154. Коковина Т.П. Водный режим мощных черноземов н влагообеспечен-
ность на них сельскохозяйственных культур. М.: Колос, 1974. 304 с.
155. Коковина Т.П. Водный режим черноземов // Русский чернозем: 100 лет
после В.В. Докучаева. М.: Наука, 1983. С. 50-69.
156. Коковина Т.П., Лебедева И.И. Современные гидротермические режимы
и генетико-географические особенности черноземов ETC // Успехи
почвоведения: Сов. почвоведы к XIII Междунар. конгр. почвоведов. М.:
Наука, 1986. С. 148-153.
157. Колтакова П.Д., Семина Е.В. К вопросу о плодородии северных
черноземов. Орел, 1976. 275 с.
158. Колтакова П.Д., Шевченко Г.А. О влиянии длительной культуры и
систематического применения удобрений на содержание и состав
гумуса выщелоченного чернозема // Агрохимия. 1966. № 5. С. 33-41.
159. Комиссаров И. Обработка почвы и трансформация органического
вещества в ней // Проблемы земледелия. М.: Колос, 1978. С. 112-128.
160. Кононова М.М. Проблемы почвенного гумуса и современные задачи
его изучения. М.: Изд-во АН СССР, 1951. 392 с.
161. Кононова М.М. Гумус главнейших типов почв СССР, его природа и
пути образования // Почвоведение. 1956. № 3. С. 18-30.
162. Кононова М.М. Органическое вещество почв. М.: Изд-во АН СССР,
1963.314 с.
163. Кононова М.М. Формирование гумуса в почве и его разложение //
Успехи микробиологии. 1976. Вып. 2. С. 134-151.
164. Кононова М.М. Органическое вещество и плодородие почв //
Почвоведение. 1984. № 8. С. 6-20.

165. Константинов В.Д. Режим влажности южного чернозема в системе
лесных полос // Там же. 1972. № 11. С. 56-67.
166. Костин СИ. Климат // Воронежская область. Воронеж, 1952. С. 99-133.
167. Костин СИ. Климатические районы ЦЧО // Вопр. географии. 1953.
Вып. 32. С. 188-193.
168. Костычев П.А. Почвы черноземной области России. М.: Изд-во АН
СССР, 1949. 239 с.
169. Королев В.А. Водно-физические показатели плодородия черноземов
Среднерусской лесостепи // Агроэкологические проблемы плодородия
н охраны почв Среднерусской лесостепи. Воронеж: Изд-во Воронеж,
унта, 1991. С. 19-25.
170. Королев В.А., Алпатова Г.Н., Королева Г.В. Изменение некоторых
показателей плодородия черноземов Воронежской области при
орошении // Физико-химические свойства почв и их плодородие. Воронеж:
Изд-во Воронеж, ун-та, 1981. С. 94-105.
171. Королев В.А., Прудников О.И. Структура почв бассейна среднего
течения р. Оскола // Проблемы почвоведения, агрохимии и мелиорации
почв. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1973. С. 122-127.
172. Королев В.А., Шевченко В.М., Прудников О.И. Изменение физических
свойств обыкновенных черноземов Воронежской области // Изменение
почв Центрального Черноземья под влиянием антропогенных
факторов. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1986. С. 25-34.
173. Королев В.А., Щеглов Д.И., Ковалев И.И. Методические указания по
полевому исследованию и картографированию почв Острогожского
района Воронежской области. Воронеж, 1987. 32 с.
174. Кравков СП. Биохимия и агрохимия почвенных процессов. Л.: Наука,
1978. 291 с.
175. Кремер A.M. Неоднородности почвенного покрова как
самоорганизующие системы. Закономерности пространственного варьирования
свойств почв и информационно-статистические методы их изучения. М.:
Наука, 1970. 179 с.
176. Курачев В.М., Рябова Т.Н. Внутрипрофильные преобразования
структуры и состава илистой фракции черноземов // Почвоведение. 1988.
№3. С. 127-134.
т.Лавренко Е.М. Растительность // Центрально-Черноземные области.
М, 1952. С. 65-92.
\1%.Лавренко Е.М. Восточно-Европейские луговые степи и остепненные
луга // Растительность Европейской части СССР. Л.: Наука, 1980.
С. 220-231.
179. Лаврентьев В.В. Органическое вещество целинных и освоенных почв.
М.: Наука, 1972. 162 с.
180. Лактионов Н.И. Рекомендации по контролю за гумусовым состоянием
в пахотных черноземах. Харьков, 1981. 23 с. (Науч. тр. Харьк. с.-х.
ин-та).
181. Лактионов Н.И. Содержание гумуса и его качество в черноземах
пахотных // Плодородие черноземов в связи с интенсификацией их
использования. М.: ВАСХНИЛ, 1991. С. 206-210.
182. Лебедева И.И. Генетический профиль черноземов и его изменение в
зависимости от биоклиматических условий // Черноземы СССР. М.:
Колос, 1974. Т. 1. С. 84-109.

183. Лебедева ИИ. Природные условия черноземной зоны // Там же. С. 64-
84.
184. Лебедева И.И. Основные компоненты морфологического профиля
черноземов // Русский чернозем: 100 лет после В.В. Докучаева. М: Наука,
1983. С. 103-117.
185. Лебедева И.И., Овечкин СВ. Карбонатные новообразования в
черноземах левобережной Украины // Почвоведение. 1975. № 11. С. 14-
30.
Мб. Лебедева И.И., Семина Е.В. Почвы Центрально-Европейской и
Среднесибирской лесостепи. М: Колос, 1974. 229 с.
187'. Леваковский И.Ф. Некоторые дополнения к исследованию над
черноземом // История учений о перегное. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1940.
С. 333-347.
188. Легеня В.В. Физические и водно-физические свойства черноземов
Воронежской области: Автореф. дис. ... канд. биол. наук. Воронеж, 1968.
24 с.
\%9.Лейфман И.Е. Гумификация в системе молекулярных механизмов
стагнации биотического круговорота в экосистемах // Гуминовые вещества
в биосфере. М.: Наука, 1993. С. 92-97.
190. Лим В Д., Луковская Т.С. Антропогенная эволюция орошаемых почв
юга Европейской части страны // Пространственно-временная
организация и функционирование почв. Пущнно, 1990. С. 192-202.
191. Ломоносов М.В. О слоях земных н другие работы по геологии. М; Л.:
Госгеолиздат, 1949. 211 с.
192. Лукашев К.И., Дромашко С.Г., Добровольская И.А. О происхождении
карбонатов в лессовых породах Белоруссии // Почвоведение. 1970.
№11. С. 16-23.
193. Лыков A.M. Органическое вещество и плодородие почвы в
интенсивном земледелии: Обзор, информ. М.: ВНИИТЭНСХ, 1984. 60 с.
194. Лыков A.M., Черников В.Н., Боинчан Б.П. Оценка гумуса почв по
характеристике его лабильной части // Изв. ТСХА. 1981. Вып. 5. С. 65-
70.
195. Македонов А.В. Современные конкреции в осадках и почвах. М.:Наука,
1966. 283 с.
196. Марголина Н.Я., Александровский АЛ., Ильичев Б.А. и др. Возраст и
эволюция черноземов. М„ 1988. 144 с.
197. Медведев В.В. Оптимизация агрофизических свойств черноземов. М.:
Агропромиздат, 1988. 157 с.
198. Медведев В.В., Адерихин П.Г., Гаврилюк Ф.Я., Чесняк Г.Я. Физико-
химические свойства черноземов // Русский чернозем: 100 лет после
В.В. Докучаева. М.: Наука, 1983. С. 199-214.
199. Мещерская А.В., Болдырева Н.А., Шапаева НД. Средние областные
запасы продуктивной влаги в почве и высота снежного покрова
(статистический анализ и примеры использования) Л.: Гидрометеоиздат,
1982.224 с.
200. Мильков Ф.Н. О возрасте лесостепного ландшафта и его природе //
Вопр. географии. 1947. Вып. 4. С. 83-106.
201. Мильков Ф.Н. Воды // Центрально-Черноземные области. М., 1952.
С. 47-56.
202. Мильков Ф.Н. Геологическое строение и рельеф // Там же. С. 7-29.

203. Мильков Ф.Н. Западинные ландшафтные комплексы: География,
генезис и типология // Окско-Донское плоскоместье. Воронеж: Изд-во
Воронеж, ун-та, 1976. С. 36-58.
204. Мильков Ф.Н., Гвоздецкий Н.А. Русская равнина // Физическая
география СССР. М: Высш. шк., 1986. С. 129-236.
205. Мильков Ф.Н., Михно В.Б., Поросенков Ю.В. География Воронежской
области. Воронеж: Изд-во Воронеж ун-та, 1992. 132 с.
206. Мишустин Е.Н. Эколого-географическая изменчивость почвенных
бактерий. М; Л., 1947. 328 с.
207. Мишустин Е.Н. Микроорганизмы и продуктивность земледелия. М.:
Наука, 1972. 343 с.
208. Муха ВД. Некоторые особенности развития культурного
почвообразовательного процесса // Окультурирование почв и их плодородие:
К X Междунар. конгр. почвоведов СССР. Харьков, 1973. С. 36-51
(Тр. Харьк. с.-х. ин-та; Т. 85).
209. Муха В.Д. Общие закономерности и зональные особенности
культурного почвообразовательного процесса // Тр. Харьк. с.-х. ин-та, 1976.
Т. 223. С. 3-9.
210. Наров Г.И., Сенченко Н.К., Данилов Т.Т. Количественная
характеристика гумуса в мощных черноземах в зоне влияния лесных полос //
Лесн. хоз-во. 1990. № 8. С. 49-50.
211. Небел Б. Наука об окружающей среде. М: Мир, 1993. 420 с.
212. Николаева С.А., Цветнова О.Б., Щеглов А.И. Трансформация
органического вещества почв плавней при введении их в
сельскохозяйственное производство // Биол. науки. 1984. № 5. С. 98-104.
213. Николаева С.А., Розов СЮ., Щеглов А.И. Процессы катионного обмена
в черноземах, орошаемых водами различной минерализации в условиях
модельного опыта // Почвоведение. 1987. № 1. С. 25-34.
214. Николаева С.А., Щеглов А.И., Цветнова О.Б., Щеглов Д.И. Влияние
антропогенного фактора на структурное состояние черноземов в
условиях орошаемого и богарного земледелия // Изменение почв
Центрального Черноземья под влиянием антропогенного фактора. Воронеж:
Изд-во Воронеж, ун-та, 1986. С. 35-46.
215. Ногина Н.А. Почвы Забайкалья. М.: Наука, 1964. 314 с.
216. Носко Б.С, Бацула А.А., Чесняк Г.Я. Гумусовое состояние почв
Украины и пути его регулирования // Почвоведение. 1992. № 10. С. 33-
39.
217. Носко Б.С, Чесняк Г.Я., Полупан Н.И., Лисовский Н.В. Биологическая
продуктивность и биологический круговорот элементов //
Русский чернозем: 100 лет после В.В. Докучаева. М.: Наука, 1983. С. 176—
186.
218. Овечкин СВ. О формах карбонатных новообразований в черноземах //
Бюл. Почв, ин-та им. В.В.Докучаева. 1976. Вып. 11. С. 77-84.
219. Овечкин СВ. Генезис и минералогический состав карбонатных
новообразований черноземов левобережной Украины и Заволжья // Почвы
и почвенный покров лесной и степной зон СССР и их рациональное
использование. М.: ВАСХНИЛ, 1984. С. 184-189.
220. Овечкин СВ., Лебедева И.И. Активные и инертные карбонаты и их
баланс в черноземах левобережной Украины // Тез. докл. V Делегат,
съезда Всесоюз. о-ва почвоведов. Минск, 1977. Вып. 4. С. 109-111.

221. Омельянюк Г.Г. Влияние орошения на гумусное состояние лугово-чер-
ноземных почв юга Омской области // Вестн. МГУ. Сер. 17,
Почвоведение. 1990. № 2. С. 26-32.
222. Орлов Д.С. Гумусовые кислоты почв. М.: Изд-во МГУ, 1974. 333 с.
223. Орлов Д.С. Кинетическая теория гумификации и схема вероятного
строения гуминовых кислот // Биол. науки. 1977. № 9. С. 5-16.
224. Орлов Д.С. Химия почв. М.: Изд-во МГУ. 1985. 375 с.
225. Орлов Д.С. Процесс гумификации и информативность показателей
гумусного состояния почв // Современные проблемы почвообразования.
М.: Изд-во МГУ, 1986. С. 28-41.
226. Орлов Д.С. Биогеохимические принципы и правила гумусообразования
// Почвоведение. 1988. № 7. С. 83-91.
227. Орлов Д.С. Гумусовые кислоты почв и общая теория гумификации. М.:
Изд-во МГУ, 1990. 325 с.
228. Орлов Д.С. Свойства и функции гуминовых веществ // Гуминовые
вещества в биосфере. М.: Изд-во МГУ, 1993. С. 16-27.
229. Орлов Д.С, Бирюкова О.Н. Гумусное состояние почв как функция их
биологической активности // Почвоведение. 1984. № 8. С. 39-49.
230. Орлов Д.С, Иванушкина К.Б. Гуминовые вещества в биосфере,
народно-хозяйственное значение и экологическая роль // Там же. 1991. № 2.
С. 152-156.
231. Отчет от НИР "Изучение мелиоративного состояния черноземов при
выращивании сельскохозяйственных культур в орошаемом
семипольном кормовом севообороте" / Науч. рук. Г.Г. Еремина. Каменная Степь,
1983. 54 с. Деп. в ВНТИУ 15.02.84, № 0063418.
232. Отчет о НИР "Изучить влияние орошения на физико-химические
свойства черноземов ЦЧО и разработать систему агромелиоративных
приемов, обеспечивающих сохранение и повышение их плодородия" / Под
ред. Д.И. Щеглова. 1991. 262 с. Деп. в ВНТИУ 2.09.91, № 029465.
233. Панков A.M. Подзоны чернозема Воронежской губернии // Изв.
Докучаев, почв. ком. 1913. № 1/2.
234. Песочина Л.С., Приходько В.Е. Изменение микростроения
органического вещества черноземов Поволжья // Пространственно-временнйя
организация и функционирование почв. Пущино. 1990. С. 202-210.
235. Песочина Л.С., Приходько В.Е. Микроморфологическая
характеристика органического вещества орошаемых черноземов Поволжья //
Почвоведение. 1992. № 4. С. 123-130.
236. Пильгунова М.Ю. Влияние орошения на характер профильного
распределения содержания гумуса в южных черноземах Одесской области //
Вестн. МГУ. Сер. 17, Почвоведение. 1983. № 3. С. 24-28.
237. Позняк СП., Турус Б.М. Морфологические признаки и некоторые
физические свойства южных черноземов правобережной Украины и нх
изменение под влиянием орошения // Тр. Почв, ин-та им. В.В.
Докучаева. 1975. С. 3-44.
238. Покудин Г.П. Проблема сохранения гумуса в черноземах юго-востока
ЦЧЗ // Состояние черноземов и повышение их плодородия. Каменная
Степь, 1989. С. 30-35.
239. Полупан Н.И. Современное развитие, классификация и пути
повышения плодородия почв южной и сухой степи Украины: Дис. ... д-ра с.-х.
наук. Харьков, 1985. 588 с.

240. Полынов Б.Б. Время как фактор почвообразования // Изв. Докучаев,
почв. ком. 1916. № 3/4. С. 156-171.
241. Полынов Б.Б. О генетических почвенных горизонтах // Бюл. почвоведа.
1929. №1/3. С. 15-18.
242. Полынов Б.Б. Генетический анализ морфологии почвенного профиля //
Тр. Почв, ин-та им. В.В. Докучаева. 1930. Вып. 3/4. С. 511-529.
243. Пономарева В.В. О методах выделения и химической природе фуль-
вокислот//Почвоведение, 1947. № 12. С. 714-723.
244. Пономарева В.В. О реакциях взаимодействия группы креновой и апок-
реновой кислот (фульвокислот) с гидроокисями оснований // Там же.
1949. №11. С. 638-651.
245. Пономарева В.В. Теория подзолообразовательного процесса.
Биохимические аспекты. М.; Л.: Наука, 1964. 379 с.
246. Пономарева В.В. О генезисе гумусового профиля черноземов //
Почвоведение. 1974. № 7. С. 27-38.
247. Пономарева В.В., Мясникова A.M. К характеристике процесса гумусо-
образования в дерново-карбонатных почвах // Там же. 1951. № 12.
С. 721-735.
248. Пономарева В.В., Плотникова Т.А. Гумус и почвообразование. Л.:
Наука, 1980. 221 с.
249. Прасолов Л.И. Чернозем как тип почвообразования // Почвы СССР. М.:
Изд-во АН СССР, 1939. Т. 1. С. 225-229.
250. Разработка комплекса мероприятий по повышению эффективности
использования орошаемых земель: Отчет о НИР. Каменная Степь,
1983.
251. Раскатов Г.И. Геоморфология и неотектоника территории
Воронежской антеклизы. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та. 1969. 163 с.
252. Растительность Европейской части СССР. Л.: Наука, 1980. 429 с.
253. Роде А.А. Почвообразовательный процесс и эволюция почв. М.: ОГИЗ,
1947. 141 с.
254. Роде А.А. Почвенные гидрологические горизонты и почвенный
гидрологический профиль // Почвоведение. 1969. № 3. С. 93-101.
255. Роде А.А. Распределение атмосферных осадков по суточным суммам и
вопрос об их эффективности // Там же. 1971. № 11. С. 83-92.
256. Роде А.А. Вопросы водного режима почв. Л.: Гидрометеоиздат, 1978.
214 с.
257. Роде А.А. К вопросу о понятии гидроморфности почв в применении к
классификации "гидроморфных" почв степной, сухостепиой н
полупустынной зон // Генезис почв и современные процессы почвообразо-
вания.М., 1984. С. 146-160.
258. Родин Л.Е., Базилевич Н.И. Динамика органического вещества и
биологический круговорот в основных типах растительности. М.; Л.:
Наука, 1965. 253 с.
259. Розанов Б.Г. Генетическая морфология почв. М.: Изд-во МГУ, 1975.
293 с.
260. Розанов Б.Г. Основы учения об окружающей среде. М.: Изд-во МГУ,
1984.372 с.
261. Розанов Б.Г., Абдель Мотталиб М.А. О механизме взаимодействия
слабоминерализованной воды с почвой // Биол. науки. 1975. № 2. С. 127—
130.

262. Розанов Б.Г., Абдель Мотталиб М.А. К характеристике ионообмена
между почвенным раствором и поглощающим комплексом в
орошаемой почве // Почвоведение. 1975. № 8. С. 40-46.
263. Розанов Б.Г., Николаева С.А., Щеглов A.M. и др. Актуальные проблемы
орошения черноземов Краснодарского края минерализованными
водами местного стока // Биол. науки. 1985. № 6. С. 5-12.
264. Розанов Б.Г., Таргульян В.О., Орлов Д.С. Глобальные тенденции
изменения почв и почвенного покрова // Почвоведение. 1989. № 5. С. 5-
18.
265. Розов Н.Н. Почвы Центральной лесостепной области // Почвы СССР.
М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1939. С. 85-129.
266. Розов Н.Н., Самойлова Е.М., Полупан Н.И. Классификация черноземов
// Русский чернозем: 100 лет после В.В. Докучаева. М.: Наука, 1983.
С. 37-50.
267. Ройченко Г.И., Кравец О.Д., Глущук И.М. Гумусовый фонд и динамика
органического вещества пахотных почв // Почвоведение. 1981. № 3.
С. 61-69.
268. Рубцов В.И. Леса Центрально-Черноземного района // Леса СССР. М.:
Наука, 1966. Т. 3. С. 232-281.
269. Румянцева Э.А. О скорости минерализации гумусовых веществ // Зап.
Ленингр. с.-х. 1970. Т. 137, вып. 4.С. 103-113.
270. Рупрехт Ф.И. Геоботанические исследования о черноземе // Зап. Акад.
наук. 1866. Т. 10. С. 1-131.
271. Русский чернозем: 100 лет после Докучаева. М.: Наука, 1983. 304 с.
272. Савельева Т.А. Особенности испарения, его структуры и
продуктивности использования влаги в различных природных и природно-тех-
нических комплексах // Водный баланс основных экосистем
Центральной лесостепи. М.: ВАСХНИЛ, 1974. С. 154-213.
273. Савич В.И. Варьирование свойств почв во времени и пространстве //
Докл. ТСХА. 1971. Вып. 162. С. 10-13.
274. Савко А.Д. Эпохи корообразования в истории Воронежской антеклизы.
Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1979. 119 с.
275. Савко А.Д. Глинистые породы верхнего протерозоя и фанерозоя
Воронежской антеклизы. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1988. С. 7-17.
276. Садименко П.А., Попов А.А., Червонец Н.И. Водно-физические
свойства черноземов Северного Кавказа в связи с орошением // Научные
основы рационального использования черноземов. Ростов н/Д.: Изд-во
Рост, ун-та, 1976. С. 33-41.
277. Самойлова Е.М. Рыхлые осадочные породы // Почвообразующие
породы. М.: Изд-во МГУ, 1983. С. 47-86.
278. Самойлова Е.М., Сизов А.П., Яковченко В.П. Органическое вещество
почв Черноземной зоны. Киев, 1990. 117 с.
279. Самойлова Е.М., Толчельников Ю.С. Эволюция почв. М.: Изд-во МГУ,
1991.90 с.
280. Самойлова Е.М., Фармаковская Ю.Н., Быковская Т.К. Влияние
орошения на южные черноземы Кулундииской степи // Вестн. с.-х. науки.
1987. №5. С. 22-31.
281. Санталов И.А. Влияние рельефа на почвообразование и эрозию почв в
ЦЧО. Автореф дис. ... канд. биол. наук. Воронеж, 1967. 20 с.
282. Сапожников П.М., Болокан Н.И., Щепотьев В.Н. Уплотняющее дейст-

вие сельскохозяйственной техники на черноземы // Вестн. с.-х. науки.
1990. №4. С. 102-108.
283. Сапожников П.М., Уткаева В.Ф., Васенев ИМ. Оценка изменения
физических свойств-черноземов при орошении // Почвоведение. 1992. № 11.
С. 43-54.
284. Семенов В.А. Гумус как фактор плодородия почвы (количественный
анализ) // Вестн. с.-х. науки. 1991. № 2. С. 62-69.
285. Семенов В.П. Геологическая карта // Атлас Воронежской области.
Воронеж, 1968.
286. Сибирцев Н.М. Почвоведение. М.: Сельхозгиз, 1951. 420 с.
287. Синкевич З.Н. Изменение свойств типичного чернозема под влиянием
сельскохозяйственного использования // Почвоведение. 1975. № 2.
С. 48-57.
288. Синкевич З.Н. Состав почвенно-лизиметрических растворов типичных
и выщелоченных черноземов Молдавии // Генезис и рациональное
использование почв Молдавии. Кишинев, 1977. С. 93-111.
289. Соловьев И.Н. Режим влажности типичного чернозема: Дис. ... канд.
с.-х. наук. М., 1987. 185 с.
290. Соколов И.А. Основные почвенные географо-генетические понятия и
термины // Почвоведение. 1976. № 12. С. 3-15.
291. Соколов И.А., Таргульян В.О. Взаимодействие почвы и среды: почва-
память и почва-момент // Изучение и освоение природной среды. М.:
Наука, 1976. С. 150-164.
292. Станков Н.З. Корневая система полевых культур. М.: Колос, 1964.
280 с.
293. Сулима А.Ф. Изменение плодородия черноземов при длительном
сельскохозяйственном использовании // Состояние черноземов и пути
повышения их плодородия. Каменная Степь, 1989. С. 60-62.
294. Тарасов Ф.В. Центральный плоскоместный район типичной лесостепи
// Физико-географическое районирование Центральных Черноземных
областей. Воронеж: Изд-во ун-та, 1961. С. 174-187.
295. Таргульян В.О., Александровский AJI. Саморазвитие и эволюция почв
// Тез. докл. V Делегат, съезда Всесоюз. о-ва почвоведов. Минск, 1977.
С. 175-177.
296. Титлянова А.А., Тихомирова Н.А. Изменение структуры
растительного вещества // Агроценозы степной зоны. Новосибирск, 1984. С. 60-65.
297. Титова Н.А., Когут Б.М. Трансформация органического вещества при
сельскохозяйственном использовании почв // Итоги науки и техники.
Сер. почвовед, и агрохим. 1992. № 8. С. 3-155.
298. Турсина Т.В. Микроморфология естественных и антропогенных почв:
Автореф. дис. ... д-ра с.-х. наук. М., 1988. 46 с.
299. Тюрин И.В. Почвенные исследования в Чувашской республике: Отчет о
работе 1-й почвенной партии Чувашской экспедиции Академии наук в
1927 г. // Чувашская Республика. Л.: Изд-во АН СССР, 1929. Сб. 1.
С. 109-180.
300. Тюрин И.В. Органическое вещество почв и его роль в
почвообразовании и плодородии: Учение о почвенном гумусе. М.; Л.: Сельхозгиз.,
1937. 287 с.
301. Тюрин И.В. Из результатов работ по изучению состава гумуса в почвах
СССР//Пробл. сов. почвоведения. 1940. Сб. 11. С. 173-188.

302. Тюрин И.В. Состав и свойства гумуса черноземов Стрелецкой степи //
Тр. Центр.-Чернозем. заповедника. 1948. Вып. 2. С. 79-102.
303. Тюрин И.В. Географические закономерности гумусообразования //
Труды юбилейной сессии АН СССР, посвященной 100-летию со дня
рождения В.В. Докучаева. М; Л.: Изд-во АН СССР, 1949. С. 85-101.
304. Тюрин И.В. Некоторые результаты работ по сравнительному изучению
состава гумуса в почвах СССР // Тр. Почв, ин-та им. В.В. Докучаева.
1951. Т. 38. С. 22-32.
305. Тюрин И.В. Органическое вещество почв и его роль в плодородии. М.:
Наука, 1965. 320 с.
306. Тюрин И.В. Состав и свойства гумуса черноземов Стрелецкой степн //
Вопросы генезиса и плодородия почв. М.: Наука, 1966. С. 9-21.
307. Тюрин И.В., Найденова О.А. К характеристике состава и свойств
гуминовых кислот, растворимых в разведенных щелочах
непосредственно и после декальцирования // Тр. Почв, ин-та им. В.В. Докучаева.
1951. Т. 38. С. 59-64.
308. Физико-географическое районирование ЦЧО. Воронеж: Изд-во
Воронеж, ун-та, 1961. 262 с.
309. Федосеева Т.П. Рекультивация земель. М.: Колос, 1977. 201 с.
310. Федоровский Д.В. Микрораспределение питательных веществ в почвах.
М.: Наука, 1979. 191 с.
311. Фокин А.Д. Почва, биосфера и жизнь на Земле. М.: Наука, 1986. 176 с.
312. Францессон В.А. Черноземные почвы, их генезис и агрономическая
характеристика // Избранные труды. Черноземные почвы СССР. М.:
Сельхозиздат. 1963.С. 13-207.
313. Фридланд В.М. О структуре (строении) почвенного покрова //
Почвоведение. 1965. № 4. С. 15-28.
314. Фридланд В.М. Элементарные почвенные ареалы как исходные
единицы почвенно-географической таксономии и некоторые их производные.
М.: Наука, 1970. 173 с.
315. Фридланд В.М. Структура почвенного покрова. М.: Мысль, 1972. 423 с.
316. Фридланд В.М. Структура почвенного покрова зоны черноземов //
Черноземы СССР. М.: Колос, 1974. С. 265-281.
317. Хмелев К.Ф. История развития растительного покрова Центрального
Черноземья в голоцене // Биол. науки. 1979. № 1. С. 57-66.
318. Царевский В.В. Солевые новообразования в почвах засоленного ряда и
их трансформация под влиянием мелиорации: Автореф. дис. ... канд.
биол. наук. М., 1983. 23 с.
319. Центральные Черноземные области. М., 1952. 158 с.
320. Черников В.Н. Структурно-групповой состав гумуса // Почвоведение.
1992. № 10. С. 62-69.
321. Черноземы СССР. Т. 1. М.: Колос, 1974. 600 с.
322. Черноземы СССР: (Поволжье и Предуралье). М.: Колос, 1978. 304 с.
323. Черноземы СССР: (Украина). М.: Колос, 1981. 256 с.
324. Чесняк Г.Я. Основные черты культурного почвообразовательного
процесса в черноземах типичных мощных лесостепи УССР // Тез. Докл.
Всесоюз. о-ва почвоведов. Минск, 1977. Вып. 4. С. 111-113.
325. Чесняк Г.Я., Гаврилюк Ф.Я., Крупеников И.А. и др. Гумусовое
состояние черноземов // Русский чернозем: 100 лет после В.В.Докучаева.
М.: Наука, 1983. С. 186-189.

326. Черкинский А.Е. Радиоуглеродный возраст почвенного органического
вещества и его значение для теории гумификации (на примере
чернозема и дерново-подзолистой почвы): Автореф. дис. ... канд. биол. наук.
М, 1985. 25 с.
327. Шевченко Г.А. Гумус основных почв ЦЧО, его состав, свойства и
изменение при сельскохозяйственном использовании: Автореф. дис. ... канд.
биол. наук. Воронеж, 1967. 24 с.
328. Шевченко Г.А., Бирюкова Т.А. Влияние орошения на содержание и
состав гумуса обыкновенных черноземов // Мелиорация и
рекультивация почв Центрального Черноземья. Воронеж, 1984. С. 28-34.
329. Шевченко Г.А., Щербаков А.П. Гумусное состояние черноземов ЦЧО //
Почвоведение. 1984. № 8. С. 50-56.
330. Шикула Н.К., Балаев А.Д., Бережняк М.Ф., Шеремет Л.Г. Запасы
органического вещества и продуктивность чернозема типичного при
различном его использовании // Плодородие черноземов в связи с
интенсификацией их использования. М.: ВАСХНИЛ, 1991. С. 234-237.
331. Шилова Е.И., Коровкина Л.В. Сравнительная характеристика состава
растворов и лизиметрических вод дерново-подзолистых почв //
Почвоведение. 1962. №5. С. 11-23.
332. Шилова ЕМ. Почвенный раствор как система взаимодействия растений
и микроорганизмов с почвенной средой // Докл. отд. и комис. Геогр.
о-ва СССР. 1970. Вып. 13. С. 12-30.
333. Шипчинский А.В., Чубинский СМ. Климат ЦЧО: Снежный покров.
Воронеж, 1931. 140 с.
334. ШишовЛЛ., Дьяконова К.В., Титова Н.А. Органическое вещество и
плодородие почв // Органическое вещество пахотных почв. М.:
ВАСХНИЛ, 1987. С. 5-12.
335. Щеглов Д.И. Засоленные почвы колхоза "Серп и молот" Мордовского
района Тамбовской области // Почвоведение и проблемы сельского
хозяйства. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1971. С. 136-141.
336. Щеглов Д.И. Влияние уровня агротехники на свойства черноземных
почв и урожай сельскохозяйственных культур // Проблемы
почвоведения, агрохимии и мелиорации почв. Воронеж: Там же. 1973.
С. 69-79.
337. Щеглов Д.И. Влияние почв на продуктивность и качество урожая
отдельных сельскохозяйственных культур в ЦЧП: Автореф. дис. ... канд.
биол. наук. Воронеж, 1974. 24 с.
338. Щеглов Д.И. Особенности географического распределения подвижных
элементов питания в почвах Центрально-Черноземных областей //
Почвоведение и проблемы сельского хозяйства: (Генезис, география и
плодородие почв). Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1979. С. 76-85.
339. Щеглов Д.И. Влияние свойств почв на накопление калия
сельскохозяйственными культурами в ЦЧО // Химия, физика и мелиорация
почв. Воронеж: Там же. 1980. С. 59-64.
340. Щеглов ДМ. Физико-химические свойства почв и продуктивность
растений в культурном биогеоценозе // Химия, физика и мелиорация почв.
Воронеж: Там же. 1981. С. 61-67.
341. Щеглов ДМ. Направление современной эволюции черноземов центра
Русской равнины // Современные проблемы охраны и воспроизводства
почвенного плодородия. Киев, 1994. С. 26-27.

342. Щеглов Д.И., Адерихин П.Г. Биологический круговорот веществ и его
роль в формировании почвенной неоднородности // Биогеохимический
круговорот веществ. М.: Наука, 1982. С. 80-81.
343. Щеглов Д.И., Адерихин П.Г., Прудников ОМ. Взаимосвязь между
свойствами почв и продуктивностью растений в культурном биогеоценозе //
Тез. докл. VII Делегат, съезда Всесоюз. о-ва почвоведов. Ташкент, 1985.
Ч. 3. С. 20-21.
344. Щеглов ДМ., Алпатова Г.Н. Изменение состава и свойств
обыкновенных черноземов Богучарского района Воронежской области при
орошении // Почвенный покров ЦЧО и его рациональное использование.
Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1982. С. 29—41.
345. Щеглов Д.И., БреховаЛ.И. Влияние орошения на состав обменных
катионов и содержание свободных карбонатов в черноземах
Воронежской области // Агроэкологические проблемы плодородия и охраны
почв Среднерусской лесостепи. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1991.
С. 4-9.
346. Щеглов ДМ., БреховаЛ.И. Агрогенная трансформация почв при
различной интенсивности использования // Рациональное использование
земельных ресурсов России. Киев, 1993. С. 25-26.
347. Щеглов ДМ., БреховаЛ.И. Гумусовый профиль черноземов и его
агрогенная трансформация // Тез. докл. Рос. научн. практ. конф.
"Фундаментальная и методическая подготовка будущего специалиста по
экологии и охране природы". Орел, 1994. С. 206-207.
348. Щеглов ДМ., БреховаЛ.И., Коровина Г Д. Влияние орошения на
некоторые показатели плодородия черноземов Воронежской области //
Плодородие почв Среднерусской лесостепи и пути его регулирования.
Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1988. С. 11-18.
349. Щеглов ДМ., Королев В.А., БреховаЛ.И. и др. Групповой и
фракционный состав гумуса черноземов ЦЧО и его изменение в условиях
орошения // Научные основы и практические приемы повышения
плодородия почв Урала и Поволжья. Уфа, 1988. С. 145-146.
350. Щеглов ДМ., Королев В.А., Логошин ВМ. и др. Физические и водно-
физические свойства орошаемых черноземов обыкновенных
Воронежской области // Плодородие почв Среднерусской лесостепи и пути
его регулирования. Воронеж: Изд-во Воронеж, ун-та, 1988. С. 11-
18.
351. Щеглов ДМ., Парфенова О.А. Морфологический профиль черноземов
целины и пашни и его агрогенная трансформация // Тез. докл. науч.-
практ. конф. "Стабилизация развития АПК Центрального Черноземья
на основе рационального использования природно-ресурсного
потенциала". Воронеж, 1996. С. 31-32.
352. Щербаков А.П. Гумус и плодородие черноземов ЦЧО // Проблемы
повышения плодородия черноземных почв: Тез. совещ., посвящ.
100-летию книги В.В. Докучаева "Русский чернозем". Полтава, 1983. С. 29.
353. Щербаков А.П, Рудай ИЛ. Плодородие почв, круговорот и баланс
питательных веществ. М.: Колос, 1983. 168 с.
354. Щербаков А.П., Верзилина НД. Качественные показатели гумуса
обыкновенного чернозема при различных способах его возделывания //
Эффективность севооборотов в повышении плодородия почв. Научн. тр.
НИИСХ им. В.В. Докучаева: Каменная Степь, 1984. С. 48-53.

355. Щербаков А.П., Шевченко В.Е. Докучаевское наследство // Наука в
СССР. 1986. № 1.С. 41-47.
356. Sherbakov A.P., Gusev АЛ., SheglovD.l. et al. Nutrient cycling in biogeocenoses
of the Central Chernozemic Zone USSR // Trans, of the XIV Intern. Congr. Soil
Sci. Kyoto, 1990. Vol. 4. P. 282-287.
357. Щербаков А.П., Муха В Д., Володин В.М. и др. Эволюция почвенного
покрова и проблемы повышения плодородия почв // Научно
обоснованная система ведения агропромышленного производства Курской
области, Курск, 1991. С. 119-183.
358. Щербаков А.П., Володин В.М., Муха В.Д. Черноземы России: Прошлое,
настоящее и будущее // Тр. XV Междунар. конгр. почвоведов.
Акапулько (Мексика), 1994. С. 359.
359. Щербаков А.П., Щеглов Д.И., БреховаЛ.И. Изменение химических и
физико-химических свойств черноземов Воронежской области в
условиях орошения // Всесоюз конф. "Агропочвоведение и плодородие
почв". Почвообразование в условиях интенсивного мелиоративного
воздействия. Л., 1986. С. 51.
360. Щербаков А.П., Щеглов Д.И, Проблемы сохранения плодородия
черноземов при орошении // Земледелие. 1988. № 3. С. 29-30.
361. Щербаков А. П., Щеглов Д.И., БреховаЛ.И. Орошение черноземов
лесостепной зоны // Вестн. с.-х. науки, 1988. №9. С. 120-123.
362. Щербаков А. П., Щеглов Д.И., БреховаЛ.И., Коровина ГД. Изменение
содержания свободных карбонатов и состава обменных катионов в
орошаемых черноземах лесостепной зоны // Повышение
эффективности мелиорации и водного хозяйства на Востоке. Владивосток, 1987.
Ч. 1. Мелиорация земель, Т. 2: Мелиоративное почвоведение и
земледелие. С. 47—48.
363. Экспликация к почвенной карте Центрально-Черноземного
экономического района РСФСР/ЦЧОгипрозем. Воронеж, 1983.
364. Яровенко В.В., Щербаков А.П., Яровенко А.В. О влиянии различных
систем зяблевой обработки черноземов на элементы плодородия и
урожай // Научные проблемы биологии и почвоведения. Воронеж, 1968.
С. 1-22-125.
365. Яровенко В.В., Щербаков А.П., Яровенко А.В. Изучение различных
систем зяблевой обработки почвы в ЦЧО // Некоторые проблемы
биологии и почвоведения. Воронеж, 1969. С. 125-128.
366. AmilA.J., Nameri M., MagaritzM. Influence of intensive cultivation and
irrigation on exchangeable cations and soil properties: a case study in Jordan
valley, Israel // Soil Sci. 1986. Vol. 142, N 4. P. 223-228.
367. Bunting В.Т., LundbergJ. The humus profile concept, class and reality //
Geoderma. 1987. Vol. 40, N 1/2. P. 17-36.
368. Cole C.V., Paustian K., Elliot E.T. et al. Analysis of agroecosystem carbon pools
// Water, Air and Soil Pollut. 1993. Vol. 70, N 1/4. P. 357-371.
369. Cristie P., Adams S.N., Weatherup S.T.C. Variation and heterogeneity in the
testing of soils under grazer and cut grassland // Ree. Agr. 1987. Vol. 35. P. 1-
10.
370. Dalai R.C., Mayer RJ. Long-term trends in fertility of soils under continuous
cultivation and cereal cropping in Southern Queensland. 3. Distribution and
kinetics of soil organic carbon in patricle-size fractions // Austral. J. Soil Res.
1986. Vol. 24, N 2. P. 293-300.

371. Davidson S. Cultivation and soil organic matter // Rural Res. 1986. N 131.
P. 13-18.
372. Drees L.R., Wiilding L.P. Micromorphic record and interpretations of carbonate
forms in the Rolling Plains of Texas // Geoderma. 1987. Vol. 40, N 1/2.
P. 157-175.
373. Fereres E. Short and long-term effects of irrigation on the fertility and
productivity of soils // Nutr. balanc. and need fert. semi-arid and arid reg.:
Proc. 17th Coloq. Intern. Potash Inst., Rabat-Marrakech, 1983. Bern, S.a. P. 283-
304.
374. Gile L.H., Peterson F.F., Grossman R.B. Morphological and genetic sequences of
carbonate accumulation in desert soils // Soil Sci. 1966. Vol. 101, N5.
P. 347-360.
375. Goyal V.P., Singh Mahendra, Garalapuri V.N. Genesis of calcium carbonate
kankar nodules in the semi-arid region of southern part of Haryana // Haryana
Agr. Univ. J. Res. 1986. Vol. 16, N 2. P. 124-135.
376. Hayes M. Studies on soil humic substances // J. Sci. Food Agr. 1985. Vol. 36,
N 4. P. 272-279.
377. Haiber K. The synthesis and degradation of humic substances in soil // Trans.
XIII Congr. Intern. Soc. Soil Sci., Hamburg, 13-20 Aug., 1986. Hamburg, 1987.
Vol. 6. P. 644-656.
378. Hammel J.E. Long-term tillage and crop rotation effect on bulk density and soil
impedance in Northern Idaho // Soil Sci. Soc. Amer. J. 1989. Vol. 53, N 5.
P. 1515-1519.
379. Hedges J.I. Polimerization of humic substances in natural environments // Humic
substances and their role in the environment. Chichester etc., 1988. P. 45-
51.
380. Hernandez Т., Costa F., Lax A et al. Transformations of carbon and nitrogen in a
Calciorthid soil amended with a range of organic residiues // Plant and Soil. 1988.
Vol. 105, N2. P. 205-212.
381. Kozak M. Acidity problems of Hungarian sandy soils // Trans. XIII Congr. Intern.
Soc. Soil. Sci. Hamburg, 13-20 Aug., 1986. S.I., S.a. Vol. 2. P. 359-360.
382. Muranic M. Soil acidification in Hungary // Trans. XIII Congr. Intern. Soc. Soil
Sci., Hamburg, 13-20 Aug., 1986. S.I., S.a. Vol. 2. P. 403-404.
383. Novak B. Role of soil organic matter in intensive agriculture and pathways of its
synthesis and decomposition // Proc. IX Intern. Symp. Soil Biol, and Conserv.
Biosphere, Sopron, Aug. 27-30, 1985. Budapest, 1987. Vol. 1, P. 411—*25.
384. Persson J., Mattsson L. Soil C-changes and size estimates of different organic
C-fractions in a Swedish long-term small plot experiment // Swed. J. Agr. Res.
1988. Vol. 18, N LP. 9-12.
385. Schnitzer M. Humic substances, chemistry and reactions // Soil organic matter.
Amsterdam, 1978. P. 1-27.
386. Sehgal J.L, Stoops G. Pedogenic calcite accumulation in arid and semi-arid
regions of the Indo-Gangetic Alluvial plain of erstwhile Punjab (India). Their
morphology and origin // Geoderma. 1972. Vol. 8. P. 59-72.
387. Stevenson F.I Humus chemistry. N.Y., 1982. 323 p.
388. Stearman G.K., Lewis R J., Tortorelli L.J. et al. Characterization of humic acids
from no-tilled and tilled soils using carbon-13 nuclear magnetic resonance // Soil
Sci. Soc. Amer. J. 1989. Vol. 53, N 3. P. 744-749.
389. Swift R.S. The effect of adsorbed organic materials on the cation exchange of clay
minerals // Agrochemistry of soils. Oxford etc., 1980. P. 123-129.

390. Szabolcs I. The global problems of salaffected soil // Acta agron. hung. 1987.
Vol. 36, N 1/2. P. 159-172.
391. Ulrich B. Natural and anthropogenic components of soil acidification // Ztschr.
Pflanzenernahr. und Bodenk. 1986. Bd. 149, N 6. S. 702-717.
392. Zewis D.T. Effect of irrigation on salt and sodium content of salt affected soils in
Central Nebraska // Commun. Soil Sci. and Plant Anal. 1989. Vol. 20, N 11/12.
P. 1219-1229.